L'océan rhéique (d'après le papier de Nance et al., 2010)

Résumé

L’océan Rhéique, qui séparait la Laurussia du Gondwana après la fermeture de l’océan Iapetus, est sans doute l’océan le plus important du Paléozoïque. Sa zone de suture s’étend du Mexique à la Turquie, et sa fermeture a produit l’orogenèse majeure varisque–alleghanienne–ouachita, qui a conduit à l’assemblage du supercontinent Pangée.

À la suite d’un rifting cambrien prolongé, représentant la continuité de processus orogéniques néoprotérozoïques, l’océan Rhéique s’est ouvert au début de l’Ordovicien lors de la séparation de plusieurs terranes d’arcs néoprotérozoïques de la marge continentale du Gondwana septentrional. Cette séparation s’est produite le long de la ligne d’une ancienne suture néoprotérozoïque, après le déclenchement d’une subduction dans la partie externe de l’océan Iapetus. Le moment de la transition rift–dérive et le moteur de l’expansion ultérieure furent probablement contrôlés par la traction des plaques plongeantes (slab pull), ce qui explique la vitesse relativement rapide (8 à 10 cm/an) à laquelle l’océan Rhéique s’est élargi.

Au cours de l’Ordovicien, l’océan s’est élargi aux dépens de l’Iapetus et a atteint sa largeur maximale (environ 4000 km) au Silurien. À cette époque, la Baltica s’était déjà soudée à la Laurentia, tandis que les terranes d’arcs néoprotérozoïques s’étaient accrétionnés à la Laurussia, ce qui entraînait la fermeture de l’Iapetus.

La fermeture de l’océan Rhéique a commencé au Dévonien et a été facilitée par une subduction dirigée vers le nord sous la Baltica méridionale et par une subduction dirigée vers le sud sous le Gondwana nord-occidental. Cette fermeture était en grande partie achevée au Mississippien, lorsque le Gondwana et la Laurussia se sont suturés pour former la Pangée : l’Afrique du Nord est entrée en collision avec l’Europe méridionale pour former l’orogène varisque au Dévonien–Carbonifère, tandis que l’Afrique de l’Ouest et l’Amérique du Sud se sont suturées à l’Amérique du Nord pour former respectivement les orogènes alleghanien et ouachita au Carbonifère–Permien.

L’océan Rhéique joue ainsi un rôle majeur dans la géologie du socle de l’Europe méridionale, dans l’orogenèse appalachienne–ouachita d’Amérique du Nord, ainsi que dans l’enregistrement sédimentaire, structural et tectono-thermique paléozoïque depuis l’Amérique centrale jusqu’au Moyen-Orient. Sa fermeture a conduit à l’assemblage de la Pangée et marque la fin de l’ère Paléozoïque.

Introduction

L’océan Rhéique, qui séparait les grands paléocontinents du Gondwana et de la Laurussia (Laurentia–Baltica–Avalonia) après la fermeture de l’océan Iapetus (Fig. 1), fut l’un des principaux océans du Paléozoïque. Sa suture s’étend sur plus de 10 000 km, du Mexique jusqu’à la Turquie, et sa fermeture a assemblé la plus grande partie de la Pangée, avec la formation du vaste orogène varisque–alléghanien–ouachita. L’évolution de l’océan Rhéique est donc centrale non seulement pour l’histoire du Paléozoïque, mais aussi pour la question plus générale de l’assemblage des supercontinents.

Nommé d’après la Titanide Rhéa, sœur d’Iapetus dans la mythologie grecque, l’importance de l’océan Rhéique est reconnue depuis longtemps en Europe, où sa suture est bien contrainte et clairement distincte de celle de l’océan Iapetus situé plus au nord. Ainsi, en Europe, l’orogène calédonien, créé par la fermeture d’Iapetus, constitue une ceinture orogénique géographiquement distincte de l’orogène varisque, formé par la fermeture de l’océan Rhéique (Fig. 2).

En Amérique du Nord, en revanche, l’océan Rhéique a historiquement reçu moins d’attention que l’Iapetus, car sa suture suit un trajet comparable mais, contrairement à celle d’Iapetus, elle est enfouie sous les sédiments de la plaine côtière (Coastal Plain) ou a été supprimée lors de l’ouverture de l’océan Atlantique et du golfe du Mexique. En conséquence, l’histoire de l’orogène appalachien–ouachita est traditionnellement décrite en termes de l’évolution de l’océan Iapetus. Pourtant, en réunissant les deux plus grands continents du Paléozoïque, c’est bien la fermeture de l’océan Rhéique qui a produit l’orogène appalachien–ouachita de l’Amérique du Nord au Paléozoïque supérieur, assemblant la Pangée dans ce processus.

Dans cet article, nous montrons l’importance de l’océan Rhéique pour l’histoire géologique de l’Europe et de l’Amérique du Nord en passant en revue les traces de son origine et de son évolution dans le Massif bohémien, le sud de la Grande-Bretagne, le nord-ouest et le sud de la péninsule Ibérique, l’est et le sud de l’Amérique du Nord, ainsi que le sud du Mexique. L’échelle des temps utilisée est celle de Gradstein et al. (2004).

Voici un tableau synthétique des principales orogenèses impliquées dans la formation des Appalaches et de la chaîne varisque, qui correspondent en réalité à différentes étapes de l’assemblage progressif de la Pangée.

Ce tableau montre que les Appalaches et la chaîne varisque font partie du même système orogénique paléozoïque, développé lors de la convergence entre Laurussia et Gondwana. Avant l’ouverture de l’Atlantique au Mésozoïque, ces chaînes formaient en réalité une seule grande ceinture montagneuse continue, allant de l’actuel sud-est des États-Unis jusqu’à l’Europe centrale.

L'Avalonia

Avalonia est un ancien microcontinent paléozoïque dont l’histoire est fondamentale pour comprendre la fermeture de l’océan Iapetus, l’ouverture de l’océan Rhéique et la formation ultérieure de la chaîne varisque et des Appalaches. Il ne s’agit pas d’un continent indépendant au sens moderne, mais d’un bloc de croûte continentale relativement étroit qui s’est détaché de la marge nord du Gondwana au début du Paléozoïque.

À l’origine, vers la fin du Néoprotérozoïque et le Cambrien, Avalonia faisait partie de la bordure septentrionale du Gondwana, probablement dans une position située approximativement entre les régions actuelles de l’Afrique du Nord et de l’Amazonie. Cette marge était tectoniquement active et marquée par un volcanisme d’arc et des bassins sédimentaires. Au cours du Cambrien supérieur et du début de l’Ordovicien, un épisode de rifting entraîne la fragmentation de cette marge. Plusieurs blocs continentaux se détachent alors, parmi lesquels Avalonia.

Une fois séparé de la marge nord du Gondwana au début de l’Ordovicien, Avalonia dérive vers le nord en direction de Baltica et de Laurentia. Au cours de cette migration, l’océan Iapetus, qui séparait ces continents, se referme progressivement à l’avant d’Avalonia, tandis qu’un nouvel océan, le Rhéique, s’ouvre à l’arrière entre Avalonia et Gondwana.

Au Silurien, Avalonia finit par entrer en collision avec Baltica puis avec Laurentia. Cette succession de collisions correspond à l’orogenèse calédonienne, qui soude ces masses continentales pour former un nouveau grand continent appelé Laurussia ou Euramerica. Une grande partie des structures tectoniques de la Scandinavie, de l’Écosse et du Groenland est liée à cet épisode.

Plus tard, au Dévonien et au Carbonifère, la fermeture de l’océan Rhéique provoque la collision entre Laurussia et Gondwana. Avalonia, déjà soudé à Laurussia, se retrouve alors pris dans la collision continentale qui engendre l’orogenèse varisque en Europe et alléghanienne dans les Appalaches. Autrement dit, Avalonia constitue aujourd’hui une partie du noyau de ces chaînes de montagnes.

Les fragments actuels d’Avalonia sont dispersés de part et d’autre de l’Atlantique. On en retrouve dans le sud de la Grande-Bretagne, en Irlande, dans le bloc Brabant–Ardennes, en Allemagne du Nord et en Bohême. De l’autre côté de l’Atlantique, les provinces géologiques de Terre-Neuve, de la Nouvelle-Écosse et de la Nouvelle-Angleterre contiennent également des terrains avaloniens. La péninsule Ibérique appartient pour l’essentiel à un autre ensemble de terrains péri-gondwaniens, souvent regroupés sous le terme d’Armorica, bien que ces blocs aient également dérivé depuis la marge nord du Gondwana au Paléozoïque.

Du point de vue géodynamique, Avalonia est particulièrement intéressant parce qu’il illustre le rôle des terrains dérivants dans l’assemblage des continents. Les continents ne se forment pas uniquement par collision directe de grandes masses continentales : ils se construisent souvent par accrétion progressive de petits blocs qui dérivent dans les océans avant d’être soudés aux continents majeurs. Avalonia constitue l’un des exemples les mieux documentés de ce processus dans l’histoire de la Terre.

Évolution de l'océan rhéique

Le rifting initial de l’océan Rhéique s’inscrit dans la continuité des processus orogéniques d’accrétion du Néoprotérozoïque–Cambrien inférieur qui l’ont précédé. Le rifting s’est produit le long de la marge nord du Gondwana (Afrique–Amérique du Sud) au Cambrien moyen à supérieur , époque à laquelle l’océan Iapetus, situé plus au nord (Fig. 1) et ouvert dès le Néoprotérozoïque supérieur–Cambrien inférieur , constituait déjà un vaste domaine océanique.

Avant cela, au Néoprotérozoïque supérieur, la marge nord du Gondwana avait connu une longue histoire de subduction et d’accrétion. Celle-ci fut suivie, à la transition Édiacarien supérieur–Cambrien inférieur, par l’arrêt diachrone du magmatisme d’arc et par le développement d’une marge transformante continentale. Cette histoire pré-rift est analogue à celle de la marge pacifique de l’Amérique du Nord au Cénozoïque, et la transition du régime tectonique le long de la marge gondwanienne a été attribuée de manière similaire à une collision dorsale–fosse (ridge–trench collision).

Après une période prolongée de rifting, l’océan Rhéique s’est finalement ouvert au début de l’Ordovicien avec la séparation de plusieurs terrains d’arc néoprotérozoïques de la marge nord du Gondwana. Les microcontinents qui se sont détachés correspondent en grande partie aux mêmes terrains qui s’étaient accrétionnés à cette marge au Néoprotérozoïque supérieur. Murphy et al. (2006) ont ainsi proposé que la séparation se soit produite le long d’une ancienne suture néoprotérozoïque (Fig. 3).

Le moment de cette séparation suit de près le début de la subduction dans l’océan Iapetus entre Gondwana et Laurentia vers 510 Ma. Cette coïncidence pourrait ne pas être fortuite. Si l’arrêt antérieur du magmatisme d’arc sur la marge gondwanienne résultait d’une collision dorsale–fosse, l’élimination de la dorsale intermédiaire aurait permis au slab subductant de l’Iapetus de se coupler directement à la marge gondwanienne. Il est donc probable que la transition du régime tectonique du rift au drift, et l’ouverture ultérieure de l’océan Rhéique derrière les terrains qui se séparaient, aient été entraînées par la traction du slab (slab pull) associée à la subduction dans l’Iapetus au nord (Fig. 4).

En Europe occidentale, la séparation d’Avalonia à l’Arénig est appuyée par des données paléomagnétiques et par des études isotopiques Sm/Nd du registre sédimentaire du sud de la Grande-Bretagne. Cet épisode est enregistré par le dépôt largement répandu du Quartzite armoricain et de ses équivalents, dont l’âge de dépôt dans le nord-ouest de l’Ibérie est d’environ 475 Ma.

Au Mexique, en revanche, le début de la sédimentation de marge passive intervient dès le Cambrien terminal. À l’inverse, les courbes de subsidence rétro-calculées dans le segment anglo-gallois de l’Avalonia orientale suggèrent que la dérive continentale n’aurait été pleinement établie qu’entre l’Arénig moyen et le Llanvirn. Parallèlement, les faunes gondwaniennes d’Avalonia au début de l’Ordovicien furent progressivement remplacées par des formes endémiques. Il est donc probable que, comme pour la transition précédente entre arc magmatique et marge transformante, le rifting et la séparation des terrains du nord du Gondwana aient constitué un processus prolongé et diachrone.

Tout au long de l’Ordovicien, l’océan Rhéique s’est élargi aux dépens de l’Iapetus, tandis qu’Avalonia–Carolinia dérivait vers le nord en direction de Baltica et Laurentia (Fig. 4). La faune endémique d’Avalonia fut progressivement remplacée par des faunes d’affinité baltique et laurentienne durant le Llandeilien–Ashgillien, ce qui suggère une proximité croissante avec ces continents et un élargissement du domaine océanique séparant Avalonia du Gondwana au milieu de l’Ordovicien (~465 Ma).

Les données paléomagnétiques indiquent également que vers 460 Ma, Avalonia se situait à 41°S , soit environ 2000 km au sud de Laurentia (située vers ~20°S) et environ 2100 km au nord de la marge gondwanienne (~60°S). Cela implique qu’Avalonia ait dérivé vers le nord à une vitesse relativement élevée, de l’ordre de 8 à 10 cm/an. Cette vitesse dépasse largement les taux modernes d’expansion contrôlés par le ridge push, tels que ceux de la dorsale médio-atlantique, ce qui soutient l’hypothèse d’un rôle majeur du slab pull ou du recul du slab (slab rollback) dans l’ouverture de l’océan Rhéique.

Des vitesses encore plus élevées pourraient avoir été atteintes par Carolinia, probablement attachée à Avalonia mais située environ 2000 km plus au nord, et déjà très proche de Laurentia vers 455 Ma. En revanche, la Cadomia européenne, qui faisait également partie de la marge active néoprotérozoïque du Gondwana, serait restée attachée à la marge nord du Gondwana, constituant la marge méridionale de l’océan Rhéique depuis l’Ordovicien inférieur jusqu’au moins au Dévonien supérieur (Fig. 1). Cette interprétation est étayée par des données paléomagnétiques et par la paléolatitude méridionale de Cadomia au Ordovicien supérieur, indiquée par la présence de tillites glaciaires, caractéristiques du Gondwana mais absentes en Avalonia.

L’océan Rhéique atteignit sa largeur maximale (~4000 km) au Silurien (Fig. 1). À cette époque, Laurentia était entrée en collision avec Baltica au nord et avec Avalonia–Carolinia au sud, ce qui entraîna la fermeture de l’océan Iapetus et la formation de l’orogène appalachien (salinien)–calédonien (Fig. 2).

La fermeture de l’océan Rhéique commença au Dévonien inférieur. Elle fut facilitée par une subduction vers le nord sous la marge méridionale de Baltica, dans la ceinture varisque, où un magmatisme d’arc se développa sur les terrains avaloniens précédemment accrétés.

L'orogénèse cadomienne

Au Néoprotérozoïque supérieur (environ 650–540 Ma), la marge nord du Gondwana était une marge active de type andin. Un domaine océanique se trouvait au nord du Gondwana et plongeait en subduction sous le continent. Cette subduction produisait un arc magmatique continental comparable aux Andes actuelles. Le magmatisme d’arc (granitoïdes calco-alcalins, volcanisme andésitique à rhyolitique) et l’accrétion de fragments crustaux témoignent de cette activité. Au cours de cette période, différents terrains ou microcontinents – qui correspondent aujourd’hui à des blocs comme Avalonia, Ganderia, Carolinia ou Meguma – se sont accrétés progressivement à la marge gondwanienne. Ce processus est typique des orogènes d’accrétion, où des arcs insulaires, des fragments de croûte océanique et des terranes continentaux viennent se souder au continent au fur et à mesure de la subduction.

Cependant, à la fin de cette histoire, vers la transition Édiacarien supérieur – Cambrien inférieur (~550–520 Ma), quelque chose change profondément dans la dynamique de la marge. Le magmatisme d’arc cesse progressivement, mais pas partout au même moment : c’est ce que signifie le terme diachrone. Dans certaines régions, le magmatisme s’arrête plus tôt, dans d’autres un peu plus tard. Cela indique que le système de subduction n’a pas disparu brutalement mais qu’il a été perturbé de manière progressive le long de la marge.

Les auteurs expliquent cette transition par un phénomène bien connu en tectonique des plaques : la collision entre une dorsale océanique et une zone de subduction, appelée ridge–trench collision. Lorsqu’une dorsale médio-océanique arrive dans une fosse de subduction, la géométrie du système devient instable. La lithosphère qui plonge cesse d’être une plaque océanique continue ; la subduction peut s’arrêter ou se fragmenter. Dans certains cas, la limite de plaque cesse d’être convergente et devient transformante, c’est-à-dire dominée par des mouvements coulissants.

C’est précisément ce que suggèrent les auteurs pour la marge nord du Gondwana : après l’arrêt du magmatisme d’arc, la marge serait devenue une marge transformante continentale, comparable à la faille de San Andreas aujourd’hui. Dans un tel contexte, la limite entre plaques est dominée par des décrochements lithosphériques plutôt que par la subduction. La croûte peut alors être fortement fragmentée, ce qui prépare le terrain à des épisodes ultérieurs de rifting continental.

Les auteurs établissent une analogie avec la marge pacifique de l’Amérique du Nord au Cénozoïque. Dans cette région, la subduction de la plaque Farallon sous l’Amérique du Nord a été profondément modifiée lorsque la dorsale du Pacifique Est est entrée en collision avec la fosse. La disparition progressive de la plaque Farallon a transformé la marge convergente en une marge transformante dominée par la faille de San Andreas. Cette transition a entraîné une réorganisation majeure de la tectonique régionale et une fragmentation de la lithosphère.

Selon ce modèle, la marge nord du Gondwana aurait connu une évolution comparable :

1. une longue phase de subduction et d’accrétion au Néoprotérozoïque ;
2. une perturbation du système de subduction liée à une collision dorsale–fosse ;
3. la transformation de la marge en marge transformante au Cambrien inférieur ;
4. puis, un peu plus tard, le rifting qui conduira à l’ouverture de l’océan Rhéique et au détachement des terranes comme Avalonia.

Autrement dit, l’ouverture de l’océan Rhéique ne correspond pas à un rifting « spontané » d’une marge stable. Elle se produit sur une marge tectoniquement héritée, déjà fragilisée par une longue histoire de subduction, d’accrétion et de décrochements lithosphériques. C’est probablement cette pré-structuration tectonique qui a facilité le détachement des microcontinents ordoviciens et la formation du nouvel océan.

Pourquoi une collision dorsale-fosse stoppe le magmatisme d'arc ?

L’idée centrale est la suivante : le magmatisme d’arc sur la marge nord du Gondwana s’est arrêté parce qu’une dorsale océanique est entrée dans la zone de subduction, un processus appelé collision dorsale–fosse (ridge–trench collision). Pour comprendre ce mécanisme, il faut rappeler comment fonctionne un arc magmatique.

Dans un système classique de subduction, une plaque océanique plonge sous une plaque continentale. En s’enfonçant dans le manteau, la lithosphère océanique libère de l’eau et d’autres fluides qui provoquent la fusion partielle du manteau sus-jacent. Cette fusion produit des magmas qui remontent et alimentent un arc volcanique continental. Tant que la subduction fonctionne normalement, le magmatisme d’arc est continu.

Une dorsale océanique est au contraire une zone où la lithosphère océanique se forme et diverge. La croûte y est jeune, chaude et mince, et le manteau y est en remontée. Si cette dorsale se rapproche d’une fosse de subduction et finit par y arriver, la géométrie du système change radicalement.

Lorsque la dorsale atteint la fosse, plusieurs phénomènes se produisent. D’abord, la lithosphère qui arrive en subduction devient extrêmement jeune et chaude, donc moins dense et plus flottante que la lithosphère océanique normale. La subduction devient alors difficile à maintenir. Ensuite, la dorsale elle-même correspond à une zone de remontée mantellique et d’extension ; lorsqu’elle est entraînée dans la fosse, le flux de plaques peut se ralentir ou se réorganiser. Le système de subduction peut alors se bloquer, se fragmenter ou migrer latéralement.

La conséquence directe est que l’alimentation en fluides et en fusion mantellique qui entretenait l’arc volcanique disparaît. Sans cette source de magma, le magmatisme d’arc cesse progressivement. On observe souvent dans les archives géologiques un arrêt abrupt ou diachrone du volcanisme d’arc, parfois accompagné d’une transition vers un régime tectonique différent, par exemple un système de failles transformantes le long de la marge continentale.

C’est ce qui est proposé pour la marge nord du Gondwana à la transition Édiacarien–Cambrien. Pendant le Néoprotérozoïque tardif, cette marge était dominée par un système de subduction et d’accrétion (arcs magmatiques et terranes accrétionnés). L’arrivée d’une dorsale océanique dans la fosse aurait désorganisé la subduction, provoquant l’arrêt du magmatisme d’arc et la transformation de la marge en marge transformante. Cette réorganisation tectonique prépare ensuite le terrain pour les processus de rifting cambrien qui mèneront à l’ouverture de l’océan Rhéique.

Les géologues utilisent souvent une analogie moderne pour comprendre ce processus : la marge pacifique de l’Amérique du Nord. Lorsque la dorsale pacifique est entrée en collision avec la zone de subduction nord-américaine au Cénozoïque, la subduction a cessé sur une grande partie de la marge et a été remplacée par un système transformant majeur, la faille de San Andreas. Le même type de transition tectonique est envisagé pour la marge gondwanienne au début du Paléozoïque.

Localisation de la faille transformante le long de la marge cadomienne

À la fin du Néoprotérozoïque, la marge nord du Gondwana était occupée par un vaste système de subduction responsable du développement de l’arc magmatique cadomien. Cet arc s’étendait sur plusieurs milliers de kilomètres le long du bord septentrional du continent, depuis l’actuelle Afrique du Nord jusqu’aux domaines aujourd’hui situés en Europe occidentale et centrale. L’arrêt du volcanisme d’arc à la transition entre l’Édiacarien et le Cambrien est généralement interprété comme la conséquence d’une réorganisation majeure de la dynamique des plaques, provoquée par l’arrivée d’une dorsale océanique dans la zone de subduction. Ce phénomène aurait entraîné la disparition progressive de la subduction active et la transformation de la marge en système dominé par des mouvements décrochants, c’est-à-dire une marge transformante.

La localisation précise de cette faille transformante ne correspond pas à une structure unique parfaitement conservée, car la tectonique ultérieure, en particulier l’orogenèse varisque, a profondément remanié les domaines concernés. Néanmoins, les reconstructions paléogéographiques permettent de situer ce système transformant le long de la marge péri-gondwanienne qui incluait les domaines aujourd’hui représentés par le Massif armoricain, l’ouest de la péninsule Ibérique, certaines unités de Bohême et les chaînes de l’Anti-Atlas au Maroc. Dans ces régions, on observe des zones de cisaillement crustales majeures, souvent réactivées plus tard lors de la tectonique varisque, qui correspondent probablement à des segments de cette ancienne marge transformante. L’orientation générale de ces structures et leur continuité géographique suggèrent qu’elles formaient un système de décrochements longitudinalement développé le long de la marge continentale, comparable aux systèmes transformants qui bordent aujourd’hui certaines marges actives.

Cette interprétation repose sur plusieurs types d’indices géologiques. Les séries sédimentaires et magmatiques enregistrent en effet une transition nette entre un contexte d’arc magmatique actif au Néoprotérozoïque et un contexte tectonique extensif ou transtentif au Cambrien. Les bassins sédimentaires qui se mettent en place au début du Paléozoïque présentent souvent des géométries contrôlées par des failles décrochantes ou par des structures en relais, caractéristiques des marges transformantes. De plus, certaines zones de cisaillement crustal profond, aujourd’hui intégrées dans les structures varisques, montrent des indices d’une activité plus ancienne compatible avec ce régime tectonique.

La certitude que le volcanisme d’arc s’est arrêté à cette époque repose principalement sur les données géochronologiques et pétrologiques. Dans l’ensemble des domaines cadomiens, les roches volcaniques et plutoniques associées à l’arc présentent des âges concentrés entre environ 650 et 540 millions d’années. Les analyses isotopiques, notamment les datations U-Pb sur zircons, montrent que l’activité magmatique caractéristique d’un arc de subduction cesse brutalement à la fin de cet intervalle. Après cette période, les magmatismes observés changent de signature géochimique : ils ne présentent plus les caractéristiques typiques des magmas d’arc enrichis en éléments fluides provenant de la plaque subduite. On observe au contraire des magmatismes liés à l’extension lithosphérique ou à des contextes intracontinentaux, ce qui indique que le moteur magmatique associé à la subduction n’était plus actif.

La stratigraphie confirme également cette évolution. Dans de nombreuses régions de la marge péri-gondwanienne, les séries sédimentaires cambriennes reposent en discordance sur les complexes volcaniques et plutoniques cadomiens. Cette relation montre qu’après la construction de l’arc, celui-ci a été exhumé, érodé et intégré dans une marge tectoniquement stabilisée ou transformante avant le développement des bassins cambriens. L’absence de nouveaux produits volcaniques d’arc dans ces bassins constitue un argument supplémentaire en faveur d’un arrêt effectif de la subduction.

Ainsi, même si la trace précise de la faille transformante cadomienne a été largement remaniée par les événements tectoniques ultérieurs, l’ensemble des données structurales, stratigraphiques, géochronologiques et géochimiques converge vers un même scénario. À la transition Édiacarien–Cambrien, la marge nord du Gondwana passe d’un régime dominé par la subduction et le magmatisme d’arc à un régime transformant. Cette réorganisation tectonique prépare ensuite la fragmentation de la marge et le détachement de plusieurs terranes péri-gondwaniens qui participeront, au début du Paléozoïque, à l’ouverture de l’océan Rhéique.

Séparation d’Avalonia et enregistrement sédimentaire au début de l’Ordovicien

Au début de l’Ordovicien, vers 480–470 Ma, une réorganisation majeure de la marge nord du Gondwana entraîne le détachement progressif de plusieurs fragments crustaux. Parmi eux, le terrane d’Avalonia constitue l’un des blocs les mieux documentés. Ce domaine correspond aujourd’hui à plusieurs régions d’Europe et d’Amérique du Nord, notamment le sud de la Grande-Bretagne, certaines parties de l’Irlande, la Belgique, les Pays-Bas, ainsi que la côte est de l’Amérique du Nord. Avant sa dérive, Avalonia était accolé à la marge septentrionale du Gondwana, probablement à proximité de l’Ibérie et de l’Afrique du Nord.

La séparation d’Avalonia est généralement placée à l’Ordovicien inférieur, plus précisément à l’Arénig, un étage de l’Ordovicien inférieur correspondant approximativement à l’intervalle 480–470 Ma. Plusieurs types de données convergent pour établir cet épisode de rifting et de dérive continentale. Les données paléomagnétiques indiquent en effet qu’au cours de cette période, les blocs d’Avalonia commencent à dériver vers des latitudes différentes de celles du Gondwana. Les directions de l’aimantation fossile enregistrées dans les roches sédimentaires et volcaniques montrent que ces domaines se déplacent progressivement vers le nord, quittant les latitudes australes où se situait Gondwana.

Des arguments complémentaires proviennent des études isotopiques Sm/Nd réalisées sur les roches sédimentaires du sud de la Grande-Bretagne. Le système isotopique samarium–néodyme permet d’estimer l’âge moyen des sources crustales qui ont alimenté les bassins sédimentaires. Dans les séries ordoviciennes du domaine avalonien, ces analyses montrent un changement progressif dans la signature isotopique des sédiments. Les matériaux détritiques proviennent de moins en moins de sources typiquement gondwaniennes et reflètent davantage des apports issus de la croûte propre au terrane avalonien. Cette évolution suggère que le domaine commence à s’isoler tectoniquement de la marge gondwanienne.

L’enregistrement sédimentaire de cet épisode tectonique est particulièrement spectaculaire dans l’ouest de l’Europe avec le dépôt d’une formation très caractéristique : le Quartzite armoricain. Cette unité sédimentaire, constituée de grès quartzitiques très purs et très résistants, est largement répandue dans de nombreuses régions appartenant aujourd’hui à la chaîne varisque, notamment en Bretagne, dans le Massif armoricain, dans le Massif central, en Espagne et au Portugal. Dans le nord-ouest de l’Ibérie, les données stratigraphiques et paléontologiques indiquent que son dépôt débute vers 475 Ma, ce qui correspond précisément à l’époque de la séparation d’Avalonia.

Le Quartzite armoricain représente des dépôts sableux déposés dans un environnement marin peu profond dominé par une forte énergie hydrodynamique. Les structures sédimentaires, telles que les stratifications entrecroisées et les rides de courant, témoignent de l’action de courants marins et de tempêtes sur une vaste plate-forme continentale. La grande pureté quartzique de ces sédiments indique qu’ils ont subi un transport prolongé et un tri efficace, ce qui est typique de systèmes côtiers étendus développés lors de phases d’extension continentale.

L’extension lithosphérique associée au rifting qui détache Avalonia provoque en effet un amincissement de la croûte et une subsidence progressive de la marge continentale. Cette subsidence crée un vaste espace d’accommodation dans lequel s’accumulent les sédiments sableux issus de l’érosion des reliefs voisins. La large distribution du Quartzite armoricain dans toute l’Europe occidentale montre que cet épisode tectonique affectait une portion considérable de la marge nord du Gondwana.

Ainsi, le dépôt du Quartzite armoricain constitue un marqueur stratigraphique majeur du début de l’ouverture de l’Rheic Ocean. Il enregistre dans les archives sédimentaires la phase initiale d’extension qui accompagne la séparation d’Avalonia du supercontinent Gondwana et préfigure la formation d’un nouvel océan paléozoïque entre ce bloc continental dérivant et les continents situés plus au nord.

Séparation d’Avalonia et enregistrement sédimentaire au début de l’Ordovicien

Au début de l’Ordovicien, vers 480–470 Ma, une réorganisation majeure de la marge nord du Gondwana entraîne le détachement progressif de plusieurs fragments crustaux. Parmi eux, le terrane d’Avalonia constitue l’un des blocs les mieux documentés. Ce domaine correspond aujourd’hui à plusieurs régions d’Europe et d’Amérique du Nord, notamment le sud de la Grande-Bretagne, certaines parties de l’Irlande, la Belgique, les Pays-Bas, ainsi que la côte est de l’Amérique du Nord. Avant sa dérive, Avalonia était accolé à la marge septentrionale du Gondwana, probablement à proximité de l’Ibérie et de l’Afrique du Nord.

La séparation d’Avalonia est généralement placée à l’Ordovicien inférieur, plus précisément à l’Arénig, un étage de l’Ordovicien inférieur correspondant approximativement à l’intervalle 480–470 Ma. Plusieurs types de données convergent pour établir cet épisode de rifting et de dérive continentale. Les données paléomagnétiques indiquent en effet qu’au cours de cette période, les blocs d’Avalonia commencent à dériver vers des latitudes différentes de celles du Gondwana. Les directions de l’aimantation fossile enregistrées dans les roches sédimentaires et volcaniques montrent que ces domaines se déplacent progressivement vers le nord, quittant les latitudes australes où se situait Gondwana.

Des arguments complémentaires proviennent des études isotopiques Sm/Nd réalisées sur les roches sédimentaires du sud de la Grande-Bretagne. Le système isotopique samarium–néodyme permet d’estimer l’âge moyen des sources crustales qui ont alimenté les bassins sédimentaires. Dans les séries ordoviciennes du domaine avalonien, ces analyses montrent un changement progressif dans la signature isotopique des sédiments. Les matériaux détritiques proviennent de moins en moins de sources typiquement gondwaniennes et reflètent davantage des apports issus de la croûte propre au terrane avalonien. Cette évolution suggère que le domaine commence à s’isoler tectoniquement de la marge gondwanienne.

L’enregistrement sédimentaire de cet épisode tectonique est particulièrement spectaculaire dans l’ouest de l’Europe avec le dépôt d’une formation très caractéristique : le Quartzite armoricain. Cette unité sédimentaire, constituée de grès quartzitiques très purs et très résistants, est largement répandue dans de nombreuses régions appartenant aujourd’hui à la chaîne varisque, notamment en Bretagne, dans le Massif armoricain, dans le Massif central, en Espagne et au Portugal. Dans le nord-ouest de l’Ibérie, les données stratigraphiques et paléontologiques indiquent que son dépôt débute vers 475 Ma, ce qui correspond précisément à l’époque de la séparation d’Avalonia.

Le Quartzite armoricain représente des dépôts sableux déposés dans un environnement marin peu profond dominé par une forte énergie hydrodynamique. Les structures sédimentaires, telles que les stratifications entrecroisées et les rides de courant, témoignent de l’action de courants marins et de tempêtes sur une vaste plate-forme continentale. La grande pureté quartzique de ces sédiments indique qu’ils ont subi un transport prolongé et un tri efficace, ce qui est typique de systèmes côtiers étendus développés lors de phases d’extension continentale.

L’extension lithosphérique associée au rifting qui détache Avalonia provoque en effet un amincissement de la croûte et une subsidence progressive de la marge continentale. Cette subsidence crée un vaste espace d’accommodation dans lequel s’accumulent les sédiments sableux issus de l’érosion des reliefs voisins. La large distribution du Quartzite armoricain dans toute l’Europe occidentale montre que cet épisode tectonique affectait une portion considérable de la marge nord du Gondwana.

Ainsi, le dépôt du Quartzite armoricain constitue un marqueur stratigraphique majeur du début de l’ouverture de l’océan rhéique. Il enregistre dans les archives sédimentaires la phase initiale d’extension qui accompagne la séparation d’Avalonia du supercontinent Gondwana et préfigure la formation d’un nouvel océan paléozoïque entre ce bloc continental dérivant et les continents situés plus au nord.

Comment reconnaître le Quartzite armoricain dans le relief et sur une carte géologique

Le Quartzite armoricain est l’une des formations les plus faciles à repérer dans les paysages du Paléozoïque d’Europe occidentale, ce qui explique pourquoi il est souvent utilisé comme niveau repère stratigraphique dans les séries ordoviciennes. Sa visibilité dans le relief provient essentiellement de ses propriétés mécaniques. Il s’agit d’un grès très riche en quartz, souvent presque monominéral, qui a subi une diagenèse intense et parfois un faible métamorphisme. Les grains de quartz y sont fortement cimentés, ce qui donne une roche extrêmement dure et très résistante à l’érosion.

Dans un paysage où les séries paléozoïques alternent schistes, grès et niveaux volcaniques, cette résistance mécanique crée un contraste morphologique très marqué. Les schistes et les roches plus argileuses s’érodent relativement facilement et forment des dépressions ou des versants doux, tandis que les bancs de quartzite restent en relief. On observe ainsi fréquemment des crêtes étroites et allongées, parfois continues sur plusieurs kilomètres, correspondant aux bancs de quartzite. En Bretagne, par exemple, plusieurs reliefs des Monts d’Arrée ou de la presqu’île de Crozon sont directement contrôlés par ces niveaux quartzitiques.

Cette relation entre lithologie et morphologie est très utile pour la lecture des cartes géologiques. Lorsqu’une formation résistante est plissée avec les séries environnantes, elle dessine souvent dans le relief une succession de barres parallèles qui suivent les axes structuraux. Sur une carte, ces bandes correspondent à l’affleurement du quartzite et dessinent la trace des plis. Dans les régions varisques, où les structures sont souvent orientées approximativement est–ouest, les crêtes quartzitiques suivent fréquemment cette direction. Il devient alors possible de deviner la structure géologique simplement en observant la disposition des reliefs.

Sur le terrain, l’identification du Quartzite armoricain repose aussi sur son aspect pétrographique. La roche est généralement claire, gris clair à blanchâtre, parfois légèrement jaunâtre par altération. Les bancs sont épais et massifs, souvent séparés par des niveaux plus minces. Les surfaces de banc peuvent montrer des structures sédimentaires très bien conservées, notamment des stratifications entrecroisées ou des rides de courant, témoignant d’un environnement de dépôt marin peu profond dominé par des courants et des tempêtes.

Dans les séries ordoviciennes de l’ouest de l’Europe, cette formation se situe généralement à la base de la succession, reposant sur des terrains cambriens et surmontée par des schistes ordoviciens plus fins. Cette position stratigraphique relativement constante explique pourquoi les géologues l’utilisent comme repère chronostratigraphique régional. Lorsque l’on identifie le Quartzite armoricain dans une coupe ou sur une carte, on sait immédiatement que l’on se situe dans la partie inférieure de l’Ordovicien.

Pour l’enseignement de la géologie structurale et de la stratigraphie, cette formation est donc particulièrement pédagogique. Elle permet de montrer très clairement comment une lithologie résistante peut contrôler le relief, révéler les structures tectoniques et servir de marqueur stratigraphique à l’échelle de toute une chaîne orogénique. Dans les régions varisques de France, peu d’unités sédimentaires illustrent aussi bien ce lien direct entre roche, structure et paysage.

Dynamique de l'ouverture de l'océan rhéique

Le ridge push

Le ridge push (littéralement « poussée de la dorsale ») est une force gravitaire liée à la topographie des dorsales océaniques. Les dorsales médio-océaniques sont des reliefs élevés parce que la lithosphère y est chaude, peu dense et récemment formée. À mesure que la croûte océanique s’éloigne de la dorsale, elle se refroidit, se densifie et s’enfonce progressivement dans l’asthénosphère.

Cette pente thermique et topographique crée une tendance naturelle de la lithosphère à glisser vers les bassins océaniques plus profonds, un peu comme un objet posé sur un plan incliné. La dorsale agit donc comme une zone d’où les plaques « glissent » gravitairement vers l’extérieur.

Ce mécanisme explique une partie de l’expansion des fonds océaniques modernes, par exemple le long de la Dorsale médio‑atlantique, où les vitesses d’ouverture sont relativement modestes, typiquement de l’ordre de 2 à 4 cm/an.

Le slab pull

Le slab pull (« traction de la plaque plongeante ») est considéré comme la force dominante de la tectonique des plaques actuelle. Lorsqu’une lithosphère océanique vieille et refroidie devient suffisamment dense, elle s’enfonce dans le manteau au niveau d’une zone de subduction.

La partie de la plaque déjà plongée dans le manteau agit alors comme un poids qui tire le reste de la plaque derrière elle. Plus la plaque subduite est longue et dense, plus la traction exercée sur la plaque lithosphérique est importante.

Ce mécanisme peut produire des vitesses de déplacement beaucoup plus élevées que celles générées par le simple ridge push. Dans certains contextes tectoniques, il peut entraîner des vitesses d’ouverture océanique supérieures à 8–10 cm/an.

Le slab rollback

Le slab rollback correspond au recul de la zone de subduction lorsque la plaque subduite s’enfonce rapidement dans le manteau.

Au lieu de rester fixe, la fosse océanique peut migrer vers l’arrière (vers l’océan qui subducte). Cette migration entraîne un étirement de la plaque chevauchante et peut provoquer l’ouverture de bassins océaniques en arrière d’arc.

Ce phénomène est particulièrement efficace pour générer de l’extension lithosphérique et peut accélérer la formation de nouveaux bassins océaniques.

Interprétation du passage sur l’océan Rhéique

La vitesse d’ouverture de l’océan Rhéique au début de l’Ordovicien était probablement très élevée, estimée autour de 8 à 10 cm/an dans certaines reconstructions paléogéographiques.

Or ces vitesses sont nettement supérieures à celles observées aujourd’hui dans des systèmes dominés par le simple ridge push, comme la dorsale médio-atlantique. Cela suggère que l’expansion du Rhéique n’était pas seulement liée à la gravité et à l’écartement passif des plaques.

Les géologues proposent donc que la subduction active dans l’océan Iapetus voisin ait joué un rôle moteur majeur. La plaque océanique plongeant sous Laurentia aurait exercé une forte traction (*slab pull*) sur les plaques environnantes. Dans le même temps, le recul de cette zone de subduction (*slab rollback*) aurait favorisé l’extension de la marge nord du Gondwana et accéléré la séparation d’Avalonia.

Ainsi, l’ouverture du Rhéique apparaît comme un système tectonique couplé à la dynamique des zones de subduction voisines : la traction exercée par les plaques plongeantes et le recul de la subduction auraient fourni l’énergie nécessaire à l’expansion rapide de ce nouvel océan paléozoïque.

L'océan rhéique en Europe centrale

L’origine de l’océan Rhéique en Europe est étroitement liée à la terminaison de l’orogenèse cadomienne du Néoprotérozoïque supérieur (environ 700–540 Ma), tandis que sa fermeture est à l’origine de l’orogenèse varisque. La fermeture s’est produite vers 370–330 Ma et a généré une zone de suture (Fig. 5) qui s’étend vers l’ouest depuis la zone cristalline médio-allemande en Allemagne, ainsi que depuis l’ophiolite du Lizard dans le sud de la Grande-Bretagne, en contournant l’arc ibéro-armoricain jusqu’à l’ophiolite de Beja-Acebuches et à la suture de Pulo do Lobo dans le sud de la péninsule Ibérique.

Vers l’est, dans le Massif bohémien, la suture rhéique est attestée par l’ophiolite de Ślęża située dans les Sudètes septentrionales, et elle pourrait se prolonger jusqu’à la zone moravo-silésienne sur la marge orientale du massif. Cette zone est considérée soit comme appartenant à Avalonia, soit à Baltica, et la suture pourrait ensuite se poursuivre vers l’Europe orientale (Bulgarie, Roumanie, Turquie ).

En Europe centrale et occidentale, cette suture sépare Cadomia et sa marge passive paléozoïque de la marge méridionale de Laurussia, représentée par la partie orientale d’Avalonia et par les séries sédimentaires paléozoïques qui la recouvrent. Des vestiges importants de l’océan Rhéique subsistent :

• (1) dans les bassins cornubiens (c'est-à-dire relatifs à la Cornouailles) et l’ophiolite du Lizard dans le sud de la Grande-Bretagne,
• (2) dans la mise en place vers 500 Ma d’une séquence de marge passive et dans l’emplacement d’allochtones ophiolitiques vers 340 Ma dans le nord-ouest de la péninsule Ibérique,
• (3) dans la succession de rifting bien documentée de la zone d’Ossa-Morena, dans le prisme d’accrétion de Pulo do Lobo et dans l’ophiolite de Beja-Acebuches dans le sud de l’Ibérie,
• (4) dans le complexe de Vesser, âgé d’environ 500 Ma, dans la zone saxothuringienne située à la périphérie septentrionale du Massif bohémien,
• (5) dans différentes unités de la zone cristalline médio-allemande,
• et (6) dans les indices d’une discordance liée au démantèlement continental à l’Ordovicien inférieur et d’une subsidence généralisée, attestés par la distribution du Quartzite armoricain et de ses équivalents à travers l’Ibérie, le nord-ouest de la France et la Bohême.

Dans cette section, l’attention est toutefois portée sur le Massif bohémien septentrional, où l’évolution de l’océan Rhéique est particulièrement bien enregistrée. Dans cette région (Fig. 6), la marge septentrionale (avalonienne) de l’océan Rhéique est représentée par la zone rhénohercynienne (massifs du Brabant et du Rhin), la suture par la zone cristalline médio-allemande, et la marge méridionale (gondwanienne) par le Massif bohémien septentrional (zones saxothuringienne et moldanubienne, incluant l’unité de Teplá-Barrandien).

En tant que partie de Cadomia, certains auteurs considèrent que le Massif bohémien se serait détaché de la marge nord du Gondwana en tant que composante de l’assemblage de terranes armoricains. Cependant, des données récentes issues de la géochronologie U–Pb sur zircons détritiques et des signatures isotopiques Hf et Nd suggèrent plutôt que Cadomia est restée attachée au Gondwana jusqu’à la formation de la Pangée. Elle fournirait ainsi un enregistrement des processus paléozoïques affectant la marge gondwanienne durant le Paléozoïque, en accord avec la courbe de dérive apparente des pôles proposée par Scotese et Barret (1990).

Cadomia et la marge nord du Gondwana : apports de la géochronologie isotopique

La position paléogéographique des domaines cadomiens durant le Paléozoïque a longtemps fait l’objet de débats. Dans certains modèles tectoniques anciens, Cadomia — qui regroupe plusieurs domaines d’Europe occidentale tels que l’Armorique, la Bohême ou certaines parties de la péninsule Ibérique — était interprétée comme un microcontinent détaché du Gondwana au cours du Paléozoïque inférieur. Selon cette hypothèse, ce bloc aurait dérivé dans l’océan Rhéique avant d’être réaccrété lors de la collision varisque entre Laurussia et Gondwana. Les données acquises au cours des deux dernières décennies ont cependant conduit à réviser cette interprétation.

Les avancées proviennent en grande partie de l’étude des zircons détritiques contenus dans les séries sédimentaires paléozoïques d’Europe. Les zircons sont des minéraux particulièrement résistants à l’altération et au métamorphisme, capables de survivre à plusieurs cycles d’érosion et de sédimentation. Ils incorporent de l’uranium lors de leur cristallisation, ce qui permet de déterminer leur âge par la méthode U–Pb. Dans les roches sédimentaires, les zircons présents ne se sont pas formés dans le sédiment lui-même mais proviennent de l’érosion de terrains plus anciens. L’analyse d’un grand nombre de grains permet ainsi de reconstituer l’âge des régions continentales qui ont alimenté les bassins sédimentaires. Dans les séries paléozoïques des domaines cadomiens, les distributions d’âges des zircons détritiques montrent des populations caractéristiques des provinces crustales du nord du Gondwana, notamment celles d’Afrique du Nord. Cette signature suggère que les sédiments proviennent directement de l’érosion de la marge gondwanienne.

Ces résultats sont renforcés par l’étude des isotopes du hafnium dans les zircons et des isotopes du néodyme dans les roches sédimentaires et métamorphiques. Les systèmes isotopiques Hf et Nd fournissent des informations sur l’origine et l’évolution de la croûte continentale. Les signatures isotopiques observées dans les domaines cadomiens indiquent une histoire crustale compatible avec celle de la marge nord du Gondwana et non avec celle d’un bloc continental indépendant ayant évolué séparément pendant une longue période. Autrement dit, la composition isotopique des roches cadomiennes suggère une filiation directe avec la croûte gondwanienne.

L’ensemble de ces observations conduit à privilégier un modèle dans lequel Cadomia correspond non pas à un microcontinent dérivant dans l’océan Rhéique, mais à un segment de la marge nord du Gondwana resté attaché à ce continent pendant l’essentiel du Paléozoïque. Dans ce cadre, les terrains cadomiens enregistreraient simplement les différentes étapes de l’évolution tectonique de cette marge, depuis les processus d’accrétion et de magmatisme d’arc du Néoprotérozoïque jusqu’aux événements tectoniques liés à l’ouverture puis à la fermeture de l’océan Rhéique.

Cette interprétation est également cohérente avec les reconstructions paléomagnétiques proposées dans les années 1990, notamment la courbe de dérive apparente des pôles établie par Scotese et Barrett. Les données paléomagnétiques indiquent que les domaines cadomiens et le Gondwana ont suivi des trajectoires latitudinales similaires durant le Paléozoïque, ce qui suggère qu’ils appartenaient à la même plaque lithosphérique. Ainsi, la géochronologie des zircons détritiques, les signatures isotopiques Hf et Nd et les reconstructions paléomagnétiques convergent vers une même conclusion : les terrains cadomiens représentent probablement un fragment de la marge gondwanienne ayant enregistré, au cours du Paléozoïque, l’évolution tectonique de cette bordure continentale avant la formation finale de la Pangée lors de l’orogenèse varisque.

Les systèmes isotopiques du néodyme (Nd) et du hafnium (Hf) constituent des outils particulièrement efficaces pour évaluer l’origine de la croûte continentale et la proportion relative de matériel juvénile et recyclé dans une roche ou un ensemble de sédiments. Ces isotopes dérivent respectivement de la désintégration radioactive de (^{147})Sm en (^{143})Nd et de (^{176})Lu en (^{176})Hf. Comme les rapports Sm/Nd et Lu/Hf diffèrent entre le manteau et la croûte continentale, les matériaux qui en dérivent développent au cours du temps des signatures isotopiques distinctes. Le manteau, qui représente la source primaire de la croûte juvénile formée lors du magmatisme d’arc ou de dorsale, présente généralement des rapports isotopiques radiogéniques élevés, traduits par des valeurs positives de εNd ou εHf. À l’inverse, les roches issues du recyclage de croûte continentale ancienne possèdent des rapports isotopiques moins radiogéniques, donnant des valeurs négatives de ces paramètres. En mesurant les isotopes Nd dans les roches ou les sédiments et les isotopes Hf dans les zircons, il est donc possible d’estimer dans quelle mesure les matériaux étudiés proviennent d’une croûte nouvellement formée à partir du manteau ou, au contraire, du remaniement de croûte continentale plus ancienne. Les signatures isotopiques Nd et Hf fournissent ainsi une indication quantitative de la contribution relative des sources juvéniles et recyclées dans l’évolution de la croûte continentale.

3.1. Rifting et ouverture : conséquences de l’orogenèse cadomienne

En Europe occidentale et centrale, il n’existe pas de rupture nette entre l’orogenèse cadomienne du Néoprotérozoïque supérieur–Cambrien inférieur et le rifting cambro-ordovicien qui conduisit à l’ouverture de l’océan Rhéique. La transition entre la subduction et le rifting s’effectue par une phase d’activité transformante qui rappelle l’évolution cénozoïque de la Cordillère nord-américaine. Ainsi, les processus orogéniques cadomiens constituent un précurseur majeur de l’ouverture de l’océan Rhéique (Fig. 7).

A) 1ère étape

Dans la zone saxo-thuringienne, les roches les plus anciennes (environ 570–565 Ma) sont liées à cet épisode orogénique. Elles enregistreraient le développement d’un bassin d’arrière-arc cadomien établi sur une croûte continentale amincie, bordé au nord (dans les coordonnées actuelles) par un arc magmatique et au sud par une source cratonique, correspondant au craton ouest-africain (Fig. 7A). La subduction associée à la formation de ce bassin aurait été oblique (encart Fig. 7A).

B) 2e étape

Entre environ 545 et 540 Ma, la sédimentation est dominée par des successions monotones de turbidites et de conglomérats provenant en grande partie du bassin d’arrière-arc (flèches plates, Fig. 7B). Ces dépôts sont interprétés comme les témoins d’un bassin d'arrière-arc (retro-arc en anglais) ou d’avant-pays cadomien de courte durée. L’inversion du bassin d’arrière-arc serait liée à la collision de l’arc cadomien avec le craton ouest-africain. Cette collision déforma la partie interne du bassin, située au plus près de l’arc en collision, avant l’intrusion de volumineux granitoïdes vers 540 Ma. En conséquence, une discordance angulaire cadomienne sépare les roches du Néoprotérozoïque supérieur des dépôts plus jeunes du Cambrien et de l’Ordovicien. En revanche, dans le bassin externe, plus proche de l’arrière-pays cratonique, les dépôts restent concordants et la sédimentation s’est poursuivie de manière relativement continue. Les granitoïdes datés d’environ 540 Ma proviendraient de la fusion des turbidites néoprotérozoïques et enregistreraient un régime de flux thermique élevé de courte durée, attribué à un phénomène de rupture de plaque subduite (slab break-off) consécutif à une collision dorsale–fosse.

Fonctionnement d’un bassin d'arrière-arc et signification tectonique de l’inversion cadomienne

Un bassin d'arrière-arc correspond à un bassin sédimentaire ou océanique qui se développe en arrière d’un arc magmatique associé à une zone de subduction. Dans une marge active typique, la plaque océanique plonge sous une plaque supérieure, donnant naissance à une fosse, à un prisme d’accrétion et à un arc volcanique. Du côté opposé à la fosse, derrière cet arc, la plaque supérieure peut entrer en extension. Cette extension est généralement liée au recul de la plaque subduite dans le manteau, un phénomène appelé *slab rollback*. Lorsque la plaque plongeante se retire vers l’océan, elle étire la lithosphère de la plaque supérieure, ce qui provoque son amincissement et l’ouverture d’un bassin où s’accumulent des sédiments issus de l’érosion de l’arc volcanique et des reliefs voisins. Dans le contexte cadomien, la marge nord du Gondwana portait un arc magmatique actif, et un bassin de rétro-arc s’est développé sur la croûte continentale amincie située derrière cet arc.

Ces bassins présentent souvent une organisation interne asymétrique qui conduit à distinguer un bassin interne et un bassin externe. Le bassin interne correspond à la partie la plus proche de l’arc magmatique. Il est généralement caractérisé par une subsidence rapide, une forte activité tectonique et une sédimentation dominée par des turbidites et des dépôts détritiques issus de l’érosion de l’arc. La proximité de la zone de convergence rend ce domaine particulièrement sensible aux variations du régime tectonique. Lorsque la convergence se renforce ou qu’une collision se produit, c’est donc cette partie du bassin qui est la première affectée par la déformation et l’inversion tectonique. À l’inverse, le bassin externe se situe du côté du craton continental, plus éloigné de l’arc volcanique. Dans ce domaine, les contraintes tectoniques sont généralement plus faibles et la sédimentation peut se poursuivre de manière plus continue. Lorsqu’un bassin de rétro-arc est inversé par une collision, les structures compressives diminuent progressivement vers l’extérieur : la partie interne peut être plissée, faillée ou érodée, alors que la partie externe conserve des séries sédimentaires concordantes. Cette différence explique pourquoi, dans le domaine cadomien, la déformation liée à la collision de l’arc avec le craton ouest-africain affecte d’abord les dépôts proches de l’arc, tandis que les séries situées vers l’arrière-pays cratonique restent relativement peu perturbées.

La mise en place des granitoïdes vers 540 Ma est attribuée à un phénomène appelé rupture de la plaque subduite, ou *slab break-off*. Dans un système de subduction normal, la lithosphère océanique froide et dense s’enfonce dans le manteau et exerce une traction sur la plaque, ce qui entretient la subduction. Toutefois, lorsque la dorsale océanique arrive au niveau de la fosse, la situation change radicalement. La lithosphère qui constitue une dorsale est jeune, chaude et relativement peu dense. Elle se subduit donc difficilement. La partie profonde de la plaque, déjà engagée dans le manteau et toujours soumise à la traction gravitationnelle, continue néanmoins à s’enfoncer. Cette configuration crée des contraintes mécaniques importantes le long de la plaque plongeante. Dans certaines conditions, ces contraintes provoquent la rupture de la plaque subduite à plusieurs dizaines de kilomètres de profondeur. La partie inférieure continue alors de s’enfoncer dans le manteau tandis que la partie supérieure reste attachée à la lithosphère de la plaque chevauchante.

La rupture de la plaque subduite modifie profondément le régime thermique de la zone de subduction. L’espace libéré par la plaque rompue permet à l’asthénosphère chaude de remonter vers la base de la croûte continentale. Cette remontée entraîne une augmentation rapide du flux thermique et favorise la fusion partielle des roches crustales. Les magmas ainsi produits peuvent cristalliser sous forme de plutons granitoïdiques dans la croûte supérieure. Les intrusions granitoïdiques observées vers 540 Ma dans le domaine cadomien sont interprétées comme l’enregistrement de cet épisode thermique de courte durée, lié à la rupture de la plaque subduite consécutive à une collision entre une dorsale océanique et la zone de subduction. Ce mécanisme explique à la fois l’augmentation du magmatisme et l’évolution tectonique rapide observée à la transition entre l’orogenèse cadomienne et les épisodes de rifting qui conduiront ultérieurement à l’ouverture de l’océan Rhéique.

C) 3e étape

À la suite de cet événement, la marge passa d’un régime actif à un régime transformant, entraînant le développement de rifts asymétriques (Fig. 7C). Ce changement de régime tectonique est reflété par le dépôt de carbonates et de sédiments silicoclastiques du Cambrien inférieur et moyen, ainsi que de red beds, contenant des détritus provenant majoritairement de l’orogène cadomien. Le contexte tectonique est interprété comme analogue à celui de l’actuelle province du Basin and Range dans la Cordillère nord-américaine (encart Fig. 7C).

D) 4e étape

Au Cambrien moyen à supérieur, des roches ignées de dorsale médio-océanique et les métasédiments associés, conservés sur la marge externe de l’orogène cadomien aujourd’hui largement érodé et recyclé, témoignent de la propagation d’une dorsale océanique vers la périphérie de l’orogène (Fig. 7D). Ce processus est comparable à la situation actuelle du golfe de Californie (encart Fig. 7D). L’amincissement lithosphérique et la remontée mantellique se seraient concentrés entre la zone externe et la zone interne du bassin de rift asymétrique. Ainsi, l’ancien arc cadomien de la plaque supérieure — destiné à se détacher plus tard comme partie d’Avalonia — fut caractérisé par une subsidence continue et une sédimentation au Cambrien supérieur. À l’inverse, la marge cratonique de la plaque inférieure — destinée à rester attachée à Cadomia — subit un soulèvement et une érosion. Cette interprétation est cohérente avec la rareté des sédiments du Cambrien supérieur dans la zone saxo-thuringienne et avec la forte maturité des dépôts du début de l’Ordovicien, résultant d’une altération chimique intense durant le Cambrien supérieur.

E) 5e étape

Dans la partie cadomienne de l’Europe centrale et occidentale, les dépôts du début de l’Ordovicien sont caractérisés par des grès très répandus, dont l’exemple le plus connu est le Quartzite armoricain, pouvant atteindre 700 m d’épaisseur dans les massifs armoricain et ibérique. Les quartzites équivalents dans la zone saxo-thuringienne (groupes de Frauenbach et de Phycodes) atteignent environ 3000 m d’épaisseur. Dans toutes les régions, ces dépôts recouvrent les formations du Cambrien inférieur à moyen ou reposent directement sur le socle cadomien. Il est donc probable que le rifting ait culminé au Cambrien supérieur avec la formation d’épaules de rift et de blocs basculés limités par des failles, de sorte que les séries du Cambrien inférieur et moyen furent conservées dans certaines zones, tandis que dans d’autres le socle cadomien fut exhumé (Fig. 7E). Le recouvrement de ce paléorelief par de grandes épaisseurs de dépôts silicoclastiques post-rift du début de l’Ordovicien indique une subsidence thermique importante et la mise en place de systèmes de failles de détachement à grande échelle. Le développement de ce régime sédimentaire ordovicien inférieur coïncide avec les derniers épisodes de magmatisme lié au rift vers 485 Ma et est interprété comme l’enregistrement de l’ouverture de l’océan Rhéique et de la séparation d’Avalonia de la marge gondwanienne.

Du milieu de l’Ordovicien supérieur jusqu’au Dévonien moyen, la zone saxo-thuringienne se caractérise par une relative quiescence tectonique et magmatique ainsi que par une sédimentation de plateforme, cohérente avec sa position sur la marge passive méridionale de l’océan Rhéique. Dans certaines régions, la sédimentation se poursuivit jusqu’au Carbonifère inférieur, mais dès le Dévonien supérieur la fermeture de l’océan Rhéique avait commencé. Elle entraîna la subduction de la croûte continentale gondwanienne et l’incorporation de la plateforme gondwanienne dans l’orogène varisque en cours de formation.

Les épaules de rift (rift shoulders) désignent les zones topographiquement surélevées qui bordent un rift continental. Elles correspondent aux marges du fossé d’effondrement et marquent la transition entre le domaine étiré du rift et la lithosphère continentale moins déformée située de part et d’autre.

Lorsqu’un rift se forme, la lithosphère continentale est soumise à une extension tectonique qui provoque son amincissement. Cette extension s’accompagne de la formation de failles normales qui découpent la croûte en blocs basculés. Les compartiments centraux s’affaissent pour former le graben ou le système de demi-grabens constituant le rift. Les blocs situés en bordure du rift, en revanche, ne s’enfoncent pas autant et peuvent même être relativement soulevés par rapport au bassin en formation. Ces reliefs bordiers constituent les épaules de rift.

Plusieurs processus contribuent à leur formation. L’amincissement de la lithosphère entraîne souvent une remontée thermique de l’asthénosphère, ce qui provoque un bombement régional préalable à l’ouverture du rift. Ensuite, l’activité des failles normales provoque un soulèvement relatif des blocs marginaux, tandis que les compartiments centraux s’affaissent. Enfin, l’érosion du relief et la redistribution des masses sédimentaires peuvent accentuer ce contraste topographique.

Les épaules de rift jouent un rôle important dans la sédimentation. Elles constituent généralement les principales zones sources des sédiments qui alimentent les bassins de rift, notamment sous forme de conglomérats, de grès grossiers et de dépôts alluviaux ou de turbidites. Les blocs basculés qui composent les bordures du rift peuvent également contrôler la géométrie des bassins et la distribution des dépôts.

Dans le contexte décrit pour la marge cadomienne à la fin du Cambrien, la formation d’épaules de rift signifie que l’extension avait suffisamment progressé pour produire un relief bordier marqué et des blocs crustaux inclinés. Certaines zones ont conservé les séries sédimentaires cambriennes dans les compartiments affaissés, tandis que dans d’autres, l’érosion des épaules de rift a mis à nu le socle cadomien, qui a ensuite été recouvert par les dépôts silicoclastiques du début de l’Ordovicien. Cette configuration est typique des paysages tectoniques associés aux rifts continentaux avant l’ouverture d’un océan.

Bombement thermique et subsidence lors de l’amincissement lithosphérique

L’ouverture d’un rift continental s’accompagne d’une modification profonde de la structure thermique et mécanique de la lithosphère. Lorsque l’extension tectonique s’installe, la lithosphère continentale s’amincit progressivement sous l’effet des failles normales et de l’étirement crustal. Cet amincissement modifie la distribution verticale des isothermes et place l’asthénosphère à des profondeurs plus faibles qu’auparavant. Il n’est pas nécessaire d’invoquer une remontée active du manteau : la simple réduction de l’épaisseur lithosphérique suffit à rapprocher les niveaux thermiquement plus chauds de la surface et à augmenter le flux thermique à la base de la croûte.

Cette modification de la structure thermique produit un bombement régional de la lithosphère, souvent observé avant ou au début du rifting. L’élévation de la température moyenne de la lithosphère entraîne en effet une dilatation thermique et une diminution de sa densité moyenne. Par compensation isostatique, la surface peut alors se soulever à grande échelle. Ce bombement régional affecte généralement une zone beaucoup plus large que le futur fossé d’effondrement lui-même et peut atteindre plusieurs centaines de kilomètres de largeur. Les reliefs ainsi créés sont soumis à une érosion intense, qui fournit une part importante des sédiments déposés dans les bassins en formation.

Dans le même temps, l’extension fragmente la croûte en blocs basculés limités par des failles normales et provoque l’affaissement des compartiments centraux du rift. Cette subsidence tectonique initiale, liée à l’amincissement crustal et au jeu des failles, crée des grabens et des demi-grabens où s’accumulent les premiers dépôts syn-rift. La topographie qui se met alors en place résulte de la combinaison d’un bombement thermique régional et d’un affaissement local contrôlé par la tectonique extensive.

Lorsque l’extension diminue ou cesse, le système entre dans une phase d’évolution dominée par les processus thermiques. La lithosphère amincie, initialement plus chaude, se refroidit progressivement par conduction vers la surface. À mesure que la température diminue, la lithosphère se contracte et sa densité augmente. Cette densification provoque une subsidence thermique progressive qui peut se poursuivre pendant plusieurs dizaines de millions d’années. L’enfoncement lent et régulier de la surface crée un espace d’accommodation important pour l’accumulation de sédiments.

L’apport de matériel détritique dans le bassin accentue ce phénomène par chargement isostatique. L’accumulation de sédiments augmente la charge appliquée à la lithosphère amincie, ce qui favorise un enfoncement supplémentaire du bassin jusqu’à l’établissement d’un nouvel équilibre isostatique. La combinaison du refroidissement lithosphérique et du chargement sédimentaire explique ainsi les grandes épaisseurs de séries post-rift observées dans de nombreuses marges passives.

Dans le contexte de la marge cadomienne à la transition Cambrien–Ordovicien, l’amincissement lithosphérique associé au rifting a probablement produit un bombement régional et l’exhumation locale du socle cadomien le long des épaules de rift. Par la suite, le refroidissement progressif de la lithosphère étirée a entraîné une subsidence thermique généralisée, permettant l’accumulation de vastes séries silicoclastiques du début de l’Ordovicien qui recouvrent progressivement ce paléorelief. Cette évolution marque la transition entre la phase active de rifting et l’établissement d’un régime tectonique plus stable correspondant à la marge passive méridionale de l’océan Rhéique.

Effets thermiques de l’amincissement lithosphérique et ordre de grandeur du bombement associé

L’extension lithosphérique modifie profondément la structure thermique et isostatique de la lithosphère continentale. Lorsque la lithosphère est étirée lors de la formation d’un rift, son épaisseur diminue et les isothermes mantelliques se rapprochent de la surface. L’asthénosphère n’a pas nécessairement besoin de remonter activement : l’amincissement lithosphérique suffit à placer des niveaux thermiquement plus chauds à des profondeurs moindres. Cette modification du régime thermique entraîne une légère diminution de la densité moyenne de la lithosphère par dilatation thermique, ce qui peut produire un soulèvement isostatique régional.

La variation de densité liée à une variation de température peut être estimée à partir de la relation thermodynamique classique reliant densité et température :

\[ \rho = \rho_0 (1 - \alpha \Delta T) \]

où $ \rho $ représente la densité à la température considérée, $ \rho_0 $ la densité de référence, $ \alpha $ le coefficient de dilatation thermique et $ \Delta T $ l’augmentation de température. Pour le manteau lithosphérique, la densité moyenne est d’environ $ \rho_0 = 3300 , \mathrm{kg,m^{-3}} $ et le coefficient de dilatation thermique vaut approximativement $ \alpha = 3 \times 10^{-5} \, \mathrm{K^{-1}} $.

Si l’amincissement lithosphérique entraîne un réchauffement moyen de l’ordre de $ \Delta T = 150 , \mathrm{K} $, la variation de densité peut être estimée par :

\[ \Delta \rho = \rho_0 \alpha \Delta T \]

ce qui donne :

\[ \Delta \rho = 3300 \times 3\times10^{-5} \times 150 \] \[ \Delta \rho \approx 15 \, \mathrm{kg,m^{-3}} \]

La densité moyenne du manteau lithosphérique passe ainsi approximativement de $ 3300 $ à $ 3285 , \mathrm{kg,m^{-3}} $. Cette variation relative reste faible, de l’ordre de $ 0.4 % $, mais elle s’applique à toute l’épaisseur lithosphérique et peut donc produire un effet isostatique mesurable.

Dans un cadre d’isostasie de type Airy, le soulèvement topographique $ h $ associé à une variation de densité sur une épaisseur lithosphérique $ H $ peut être approximé par :

\[ h \approx H \frac{\Delta \rho}{\rho_m - \rho_c} \]

où $ \rho_m $ représente la densité du manteau et $ \rho_c $ celle de la croûte continentale. En prenant des valeurs moyennes $ \rho_m = 3300 , \mathrm{kg,m^{-3}} $ et $ \rho_c = 2800 , \mathrm{kg,m^{-3}} $, et une épaisseur lithosphérique typique $ H = 100 , \mathrm{km} $, on obtient :

\[ h \approx 100,000 \times \frac{15}{500} \] \[ h \approx 300 \, \mathrm{m} \]

L’ordre de grandeur du bombement thermique lié au réchauffement lithosphérique est donc de quelques centaines de mètres. Dans des contextes d’extension plus importante, ou lorsque l’augmentation de température est plus élevée, le soulèvement peut atteindre environ $ 500 $ à $ 800 \, \mathrm{m} $. Ce bombement thermique reste généralement très large spatialement, avec des longueurs d’onde de plusieurs centaines de kilomètres.

L’évolution ultérieure du système est dominée par le refroidissement progressif de la lithosphère amincie. La conduction thermique vers la surface entraîne une contraction thermique du manteau lithosphérique et une augmentation de sa densité. Ce processus produit une subsidence thermique progressive qui peut se poursuivre pendant plusieurs dizaines de millions d’années. L’accumulation de sédiments dans les bassins de rift accentue encore cette subsidence par chargement isostatique, conduisant à la formation de séries sédimentaires épaisses caractéristiques des bassins d’extension.

Les rifts cénozoïques d’Europe occidentale offrent des exemples instructifs de ces processus. Dans le cas du Massif central, l’extension oligocène associée à l’ouverture du système de rifts ouest-européens s’est accompagnée d’un amincissement lithosphérique significatif. Les études géophysiques indiquent aujourd’hui une lithosphère relativement mince, parfois estimée entre $ 60 $ et $ 80 \, \mathrm{km} $. Cette évolution thermique et mécanique est cohérente avec la présence d’un flux thermique élevé et avec l’activité volcanique alcaline qui caractérise la région depuis le Miocène. Le bombement régional du Massif central, dont l’altitude moyenne dépasse $ 700 \, \mathrm{m} $, ne peut toutefois pas être attribué uniquement à la dilatation thermique liée au rifting. Il résulte probablement de la superposition de plusieurs mécanismes, incluant la dynamique mantellique et l’érosion différentielle.

Un cas comparable est celui du fossé rhénan, qui constitue l’un des principaux segments du rift cénozoïque européen. Dans cette région, l’amincissement lithosphérique et l’augmentation du flux thermique ont favorisé la formation d’un fossé d’effondrement profond bordé par les reliefs du Massif vosgien et de la Forêt-Noire. Ces reliefs correspondent aux épaules du rift et témoignent du contraste entre la subsidence tectonique du graben et la relative stabilité des domaines bordiers. Les études thermiques et géophysiques suggèrent que le bombement thermique initial associé à l’extension lithosphérique aurait pu atteindre plusieurs centaines de mètres, avant d’être largement modifié par l’érosion et par la subsidence progressive du fossé rhénan.

Ces exemples montrent que les variations de densité induites par l’évolution thermique de la lithosphère sont faibles en valeur relative, mais qu’elles peuvent produire des effets topographiques significatifs lorsqu’elles affectent une épaisseur lithosphérique importante. Le bombement thermique constitue ainsi une composante essentielle de l’évolution des rifts continentaux, même si son expression morphologique est souvent masquée ou modifiée par les processus tectoniques et sédimentaires ultérieurs.

3.2. Fermeture et collision

Dans l’enregistrement géologique européen, l’océan Rhéique continua de s’ouvrir jusqu’à ce qu’Avalonia entre en collision avec Baltica vers 450 Ma, lors de la fermeture de la mer de Tornquist le long de la ligne de Teisseyre–Tornquist (Fig. 5). Cette collision semble avoir été relativement douce, mais elle produisit néanmoins un magmatisme de type andin en Avalonia, une chute de cendres gigantesque en Baltica (vers 455 Ma), ainsi qu’un métamorphisme de bas degré dans le nord-est de l’Allemagne (socle de la mer du Nord).

Cette collision est également responsable de plusieurs lacunes sédimentaires durant l’Ordovicien moyen à supérieur dans les massifs du Brabant et du Rhin septentrional. D’autres lacunes dans l’enregistrement sédimentaire silurien de ces massifs témoignent de la fermeture de l’Iapetus et de la collision de Baltica et Avalonia avec Laurentia, conduisant à la formation du continent Laurussia. Il existe un large consensus pour considérer que la fermeture de l’Iapetus était achevée au Silurien terminal. À partir de ce moment, les massifs du Brabant et du Rhin deviennent les représentants d’Europe centrale du Vieux Continent Rouge (Old Red Continent) et sont recouverts par les redbeds du Dévonien inférieur.

Dans la zone cristalline médio-allemande (Mid-German Crystalline Zone), cette collision continent–continent est enregistrée par des épisodes magmatiques datés du Llandovery inférieur (environ 444–434 Ma) et du Wenlock (environ 426–423 Ma). Un épisode magmatique du Silurien supérieur (Pridoli) au Dévonien inférieur (environ 418–400 Ma) pourrait marquer le début de la fermeture de l’océan Rhéique, via une subduction dirigée vers le nord sous Laurussia après la fermeture de l’Iapetus.

La fermeture finale de l’océan Rhéique en Europe est marquée par l’orogenèse varisque qui, dans la zone saxothuringienne et dans d’autres régions d’Europe centrale et occidentale, juxtaposa de vastes unités métamorphiques de haute pression d’âge Dévonien supérieur à Carbonifère inférieur (domaines allochtone) avec des successions cadomiennes et paléozoïques de bas grade métamorphique (domaines autochtone).

Après la disparition de l’océan Rhéique, une subduction oblique dirigée vers le nord de croûte continentale gondwanienne amincie débuta au Dévonien inférieur et persista jusqu’au Carbonifère inférieur, avec une exhumation précoce de roches de haute pression d’origine gondwanienne vers 370 Ma. Certaines de ces roches furent localement subductées à des profondeurs où le diamant métamorphique est stable (plus de 150 km).

L’exhumation dirigée vers le sud-est fut d’abord accommodée dans le canal de subduction, puis une transpression dextre régionale accompagna l’exhumation rapide des roches du domaine allochtone, ainsi que le remplissage et le plissement de bassins de flysch.

4. L’océan Rhéique dans le sud de la Grande-Bretagne

Un enregistrement de la marge septentrionale de l’océan Rhéique, au nord de la suture rhéique, est conservé dans la partie méridionale des îles Britanniques. Cette région constituait le bord arrière (trailing edge) de la microplaque avalonienne au moment où celle-ci se séparait du Gondwana. Bien que des indices indirects de cette séparation existent dans les séries de l’Ordovicien inférieur du Pays de Galles et des Welsh Borderlands, aucune trace directe des stades de rifting et d’ouverture de l’océan Rhéique n’est préservée au sud du front varisque, où la géologie du substratum est dominée par des successions volcano-sédimentaires du Paléozoïque supérieur corrélées avec les zones rhénohercynienne et sud-portugaise de l’Europe continentale.

Le rifting extensif du Dévonien inférieur, interprété comme étant contrôlé par un recul du slab (slab rollback) (voir plus bas), correspond en réalité aux premières étapes de la fermeture de l’océan Rhéique, et non à son ouverture ordovicienne. Au Dévonien inférieur, le sud-ouest de l’Angleterre se trouvait probablement plusieurs centaines de kilomètres plus au sud-est qu’aujourd’hui. Cette position lui permit d’échapper à la déformation acadienne (Dévonien moyen) observée dans le reste de l’Angleterre, au Pays de Galles et dans le sud de l’Irlande, déformation qui fut provoquée soit par une subduction à faible pendage (flat-slab subduction), soit par la collision d’un fragment continental dérivé du Gondwana (voir Fig. 4 de Woodcock et al., 2007).

La collision ultérieure de l’Ibérie/Cadomia avec Avalonia, durant le Dévonien supérieur et le Carbonifère, entraîna l’obduction du complexe ophiolitique du Lizard, la translation dextre du sud-ouest de l’Angleterre le long de la faille Bristol Channel–Bray jusqu’à sa position actuelle, ainsi qu’une déformation varisque généralisée dans le sud de l’Angleterre, le sud du Pays de Galles et le sud de l’Irlande.

L’Ordovicien et sa définition historique au Pays de Galles

Le terme Ordovicien trouve son origine dans les travaux de stratigraphie réalisés au XIXᵉ siècle au Pays de Galles et dans les régions limitrophes situées à la frontière entre l’Angleterre et le Pays de Galles, connues sous le nom de Welsh Borderlands. Ces terrains paléozoïques y sont particulièrement bien exposés et ont joué un rôle fondamental dans la construction de l’échelle des temps géologiques.

Au début du XIXᵉ siècle, les géologues britanniques entreprennent de classer les formations sédimentaires anciennes du Pays de Galles. Deux figures majeures dominent cette période. Adam Sedgwick étudie les séries les plus anciennes et introduit le terme Cambrian, tandis que Roderick Murchison définit le Silurian à partir de terrains situés principalement dans les Welsh Borderlands. Cependant, leurs travaux se chevauchent largement. Les deux géologues attribuent à leurs systèmes respectifs une partie des mêmes séries rocheuses, ce qui provoque une controverse scientifique importante qui va durer plusieurs décennies.

La résolution de ce conflit intervient en 1879 lorsque le géologue britannique Charles Lapworth démontre que les formations disputées constituent en réalité un ensemble stratigraphique distinct situé entre le Cambrien et le Silurien. Pour désigner cet intervalle, il propose le terme Ordovicien, dérivé du nom des Ordovices, un peuple celte qui occupait autrefois le nord du Pays de Galles. Cette nouvelle subdivision de l’échelle stratigraphique permet de clarifier la succession des terrains paléozoïques et finit par être adoptée internationalement.

Les séries ordoviciennes du Pays de Galles et des Welsh Borderlands constituent aujourd’hui encore une référence stratigraphique majeure. Elles correspondent principalement à des dépôts marins accumulés dans un bassin profond connu sous le nom de Welsh Basin, où alternent schistes, grès turbiditiques et niveaux volcaniques. Ces formations enregistrent l’évolution tectonique de la marge du microcontinent Avalonia au moment où celui-ci s’éloigne progressivement du Gondwana au début du Paléozoïque. Ainsi, au-delà de leur importance historique dans la définition de l’échelle des temps géologiques, ces séries fournissent également des informations essentielles sur les processus géodynamiques associés à l’ouverture de l’océan Rhéique et à la réorganisation des continents durant l’Ordovicien inférieur.

Extension dévonienne et recul du slab dans le domaine rhéique

Les structures extensives observées dans le sud-ouest de l’Angleterre au Dévonien inférieur ont longtemps été interprétées comme le prolongement tardif du rifting ordovicien responsable de l’ouverture de l’océan Rhéique. Les reconstructions tectoniques récentes suggèrent cependant une interprétation différente. Cette extension ne correspondrait pas à un épisode d’ouverture océanique, mais aux premières étapes de la fermeture du Rhéique, lorsque la lithosphère océanique commença à être consommée par subduction sous la marge de Laurussia.

Dans un contexte de subduction, la plaque océanique qui s’enfonce dans le manteau peut entraîner un recul progressif de la zone de subduction vers le domaine océanique. Ce phénomène, appelé slab rollback, résulte de la dynamique gravitaire de la plaque plongeante. Lorsque la lithosphère océanique est dense et froide, elle tend à s’enfoncer rapidement dans le manteau. Si la plaque supérieure ne se déplace pas à la même vitesse vers la fosse, la charnière de subduction se déplace vers l’arrière. La plaque supérieure se retrouve alors soumise à un étirement, car la migration de la fosse crée un déficit de matériel lithosphérique dans la région située derrière l’arc magmatique. Pour accommoder ce déplacement, la lithosphère se met en extension, ce qui provoque l’apparition de bassins extensifs, de failles normales et parfois de véritables rifts d’arrière-arc. Ainsi, paradoxalement, un régime de convergence peut engendrer localement un régime extensif dans la plaque chevauchante.

C’est ce mécanisme qui est généralement invoqué pour expliquer les structures extensives du Dévonien inférieur observées dans le sud-ouest de l’Angleterre. Dans cette interprétation, l’extension résulte de l’ajustement de la plaque supérieure à la migration vers le large de la zone de subduction liée à la fermeture progressive de l’océan Rhéique. Le rifting dévonien correspondrait donc à un rifting d’arrière-arc, associé à la dynamique de la subduction plutôt qu’à l’initiation d’un nouvel océan.

Les reconstructions paléogéographiques indiquent par ailleurs que le sud-ouest de l’Angleterre occupait alors une position différente de celle qu’il occupe aujourd’hui. Cette région se trouvait probablement plusieurs centaines de kilomètres plus au sud-est par rapport au reste de la Grande-Bretagne. Une telle position expliquerait pourquoi elle n’a pas enregistré la déformation acadienne, qui affecte au Dévonien moyen l’Angleterre centrale, le Pays de Galles et le sud de l’Irlande. Cette déformation correspond à une phase de raccourcissement régional liée à la convergence entre Laurussia et des fragments crustaux dérivés du Gondwana.

L’origine précise de la déformation acadienne fait encore l’objet de discussions. Certains auteurs l’attribuent à une subduction à faible pendage, dans laquelle la plaque océanique plonge presque horizontalement sous la marge continentale, ce qui transmet les contraintes compressives loin à l’intérieur de la plaque supérieure. D’autres interprétations envisagent la collision d’un fragment continental gondwanien dérivant dans l’océan Rhéique et entrant en collision avec la marge de Laurussia. Dans les deux cas, la déformation compressive affecte principalement le domaine gallois et les Welsh Borderlands, tandis que le sud-ouest de l’Angleterre, situé dans un domaine tectonique distinct, demeure dominé par un régime extensif lié à la dynamique de subduction.

Dans les reconstructions proposées notamment par Woodcock et ses collaborateurs, cette différence tectonique reflète la position particulière du bloc du sud-ouest de l’Angleterre à proximité de la marge active du Rhéique. Ce n’est qu’ultérieurement, lors des phases tardives de l’orogenèse varisque au Carbonifère, que ces domaines tectoniques seront finalement assemblés dans leur configuration actuelle.

4.1. Le rifting du sud-ouest de l’Angleterre : conséquence du recul du slab le long de la marge nord de l’océan Rhéique ?

Bien qu’on considère généralement qu’Avalonia s’est détachée du Gondwana au début de l’Ordovicien, l’enregistrement sédimentaire affleurant dans le sud-ouest de l’Angleterre ne commence qu’au Dévonien. Les successions dévoniennes à carbonifères sont conservées dans six bassins sédimentaires orientés est–ouest.

Les séquences les plus anciennes comprennent des sédiments fluviaux à marins peu profonds du Dévonien inférieur, associés à des roches ignées bimodales liées au rifting. Une phase majeure de rifting extensif débuta au Dévonien moyen, probablement en relation avec l’initiation de la subduction le long de la marge nord de l’océan Rhéique.

Un linéament majeur et durable, la ligne Start–Perranporth, se développa alors comme faille bordière de bassin, séparant au Dévonien moyen à supérieur des successions sédimentaires très différentes. Au nord, les sédiments dévoniens correspondent principalement à des faciès de plate-forme marine et fluviaux, tandis qu’au sud dominent des faciès marins profonds. Ce linéament correspond également, de manière générale, à un changement dans la composition chimique des laves basaltiques dévoniennes interstratifiées avec certaines séries sédimentaires. Au nord, les laves basaltiques en coussins sont alcalines, alors qu’au sud les roches volcaniques sont tholéiitiques.

On pense que les bassins dévoniens se situaient au sud d’une zone de socle précambrien peu profond, localement émergé. Plus au sud s’étendait le bassin d’Exmoor ou du North Devon, contenant des dépôts marins et marginaux marins s’intercalant avec des apports de sédiments fluviaux provenant du nord. Ces faciès passaient probablement vers le sud à des dépôts de plate-forme marine, mais cette transition est aujourd’hui masquée par le bassin du Culm, d’âge carbonifère (Fig. 8).

Lorsque les roches dévoniennes réapparaissent au bord sud du bassin du Culm, elles contiennent des glissements sous-marins, des coulées de débris et des volcanites basaltiques, marquant la marge septentrionale contrôlée par faille des bassins marins profonds de Tavy et du South Devon. Ces bassins étaient séparés et limités au sud par les hauts structuraux de Landulph et de Plymouth, bordés de récifs carbonatés de mer peu profonde.

Au sud du haut structural de Plymouth se trouve le bassin de Looe, qui contient le plus ancien vestige exposé des bassins de rift (Fig. 8). Ce bassin est chevauché le long de la ligne Start–Perranporth par le groupe de Gramscatho, d’âge Dévonien moyen à supérieur, constitué principalement de grès et pélites turbiditiques déposés en milieu marin profond.

Le bord arrière de la marge avalonienne étirée est probablement représenté par les roches allochtones du complexe du Lizard. Ce complexe repose structuralement sur les roches de socle continental du gneiss de Man O’War, dont l’âge du protolithe magmatique déterminé par la méthode U–Pb sur zircon est de 499 + 8/−3 Ma.

Le complexe du Lizard est dominé par des péridotites mantelliques, interprétées comme représentant de la lithosphère subcontinentale exhumée lors du rifting dévonien . Ces péridotites sont recouvertes et recoupées par des gabbros, dolérites et basaltes présentant une chimie de type MORB. Localement, ces roches forment des essaims de filons (sheeted dykes) et des laves en coussins, compatibles avec une mise en place au début de l’expansion du plancher océanique.

Beaucoup de ces roches furent injectées dans la péridotite au moment même où celle-ci était exhumée, par déplacement le long de zones de cisaillement abruptes de plusieurs kilomètres d’extension.

La principale contrainte sur l’âge de cette exhumation et du magmatisme mafique associé provient d’un âge U–Pb sur zircon de 397 ± 2 Ma (Dévonien moyen le plus ancien), obtenu sur un plagiogranite du complexe cumulatif de Traboe.

La présence de zircons hérités d’âge cambrien–ordovicien dans ce complexe cumulatif, ainsi que de rares inclusions métasédimentaires, indique que l’ophiolite s’est formée à proximité d’un socle continental plus ancien, même si l’on ignore encore si cela s’est produit dans un contexte d’arrière-arc ou dans une zone de subduction supra-océanique.

Contexte géologique du sud-ouest de l’Angleterre au Dévonien

Pour comprendre la description des bassins dévoniens du sud-ouest de l’Angleterre, il est nécessaire de replacer cette région dans le cadre de l’évolution tectonique de l’océan Rhéique et de la marge avalonienne. Les terrains actuellement exposés en Cornouailles et dans le Devon ne représentent pas l’enregistrement initial de la séparation d’Avalonia et du Gondwana, qui s’est produite à l’Ordovicien. Les archives plus anciennes ont probablement été érodées ou sont enfouies en profondeur. L’enregistrement sédimentaire accessible débute essentiellement au Dévonien, lorsque cette portion de la marge avalonienne se trouvait déjà engagée dans une phase tectonique très différente, liée à la fermeture progressive de l’océan Rhéique.

Au Dévonien, la région correspond à une marge continentale étirée organisée en plusieurs bassins orientés globalement est–ouest. Cette architecture reflète un régime extensif généralisé qui affecte la lithosphère avalonienne au moment où la subduction commence à consommer la lithosphère océanique du Rhéique plus au sud. Dans ce contexte, l’extension ne traduit pas l’ouverture d’un nouvel océan, mais plutôt la réponse de la plaque supérieure au recul de la zone de subduction. Lorsque la plaque océanique plonge dans le manteau, elle peut entraîner un déplacement progressif de la fosse vers le domaine océanique. Ce recul de la charnière de subduction provoque un étirement de la plaque chevauchante, ce qui favorise la formation de bassins d’extension et de magmatismes bimodaux caractéristiques des contextes de rift d’arrière-arc.

Dans le sud-ouest de l’Angleterre, ce régime extensif conduit à la formation d’une série de bassins structuraux qui enregistrent une forte différenciation paléoenvironnementale. Un élément structural majeur organise cette architecture : la ligne Start–Perranporth, un linéament orienté approximativement est–ouest qui traverse la Cornouailles et le Devon. Cette structure joue le rôle de faille bordière séparant deux domaines sédimentaires très contrastés. Au nord de ce linéament se développent principalement des dépôts de plate-forme marine peu profonde et des sédiments fluviaux, indiquant la proximité d’un domaine continental émergé. Au sud, au contraire, dominent des environnements marins profonds caractérisés par des turbidites, des glissements sous-marins et des coulées de débris. La différence entre ces deux domaines se reflète également dans la composition chimique des laves basaltiques interstratifiées dans les séries dévoniennes : au nord, les basaltes sont généralement alcalins, tandis qu’au sud ils présentent une signature tholéiitique plus proche des basaltes associés aux contextes océaniques.

Les bassins marins profonds les plus importants sont ceux de Tavy et du South Devon, qui correspondent probablement à des dépressions contrôlées par des failles normales bordières. Ces bassins étaient séparés par des hauts structuraux, notamment les reliefs de Landulph et de Plymouth, sur lesquels se développaient localement des récifs carbonatés indiquant des environnements marins peu profonds. Plus au nord s’étendait le bassin d’Exmoor–North Devon, où les dépôts marins alternaient avec des apports détritiques provenant du continent situé au nord.

Plus au sud encore se trouvait le bassin de Looe, qui représente probablement l’un des vestiges les plus anciens du système de rift dévonien. Les sédiments de ce bassin sont aujourd’hui chevauchés par le groupe de Gramscatho, une série turbiditique d’âge dévonien moyen à supérieur constituée de grès et de pélites déposés dans un environnement marin profond. L’ensemble de ces bassins est aujourd’hui partiellement masqué par le bassin du Culm, une vaste accumulation de turbidites carbonifères qui recouvre une grande partie du Devon et du nord de la Cornouailles.

Un élément particulièrement remarquable de cette région est le complexe du Lizard, situé à l’extrémité sud de la Cornouailles. Ce complexe est interprété comme un fragment de lithosphère mantellique exhumée lors de l’extension dévonienne. Il est dominé par des péridotites mantelliques recouvertes ou recoupées par des gabbros, des dolérites et des basaltes présentant une chimie proche de celle des basaltes de dorsale médio-océanique. La présence de filons en feuillets (*sheeted dykes*) et de laves en coussins suggère que ces roches se sont mises en place dans un contexte proche de l’initiation de l’expansion océanique.

La datation U–Pb de zircons provenant d’un plagiogranite du complexe cumulatif de Traboe indique un âge d’environ 397 Ma, correspondant au début du Dévonien moyen. Cette contrainte chronologique suggère que l’exhumation du manteau et le magmatisme mafique associé sont liés à l’activité tectonique qui affectait la marge avalonienne à cette époque. La présence de zircons hérités d’âge cambrien à ordovicien dans ces roches, ainsi que de rares inclusions métasédimentaires, indique cependant que l’ophiolite s’est formée à proximité d’un socle continental plus ancien. Cette observation suggère que la formation du complexe du Lizard s’est produite dans un contexte marginal, probablement lié à une extension d’arrière-arc associée à la subduction du Rhéique, même si l’hypothèse d’un environnement supra-océanique reste discutée.

Ainsi, les bassins dévoniens du sud-ouest de l’Angleterre représentent l’enregistrement d’une phase tectonique complexe au cours de laquelle la marge avalonienne subit une extension importante alors même que l’océan Rhéique commence à se refermer. Cette configuration illustre la manière dont les processus de subduction peuvent engendrer simultanément des domaines compressifs et extensifs au sein d’une même plaque lithosphérique.

4.2. Fermeture et collision : événements orogéniques acadiens et varisques

L’histoire de l’extension dévonienne qui caractérise le sud-ouest de l’Angleterre, lorsque cette région occupait encore sa position proche de l’Europe continentale, contraste fortement avec les événements du même âge observés le long de l’alignement structural dans les anciens bassins paléozoïques précoces du nord-ouest de l’Angleterre, du Pays de Galles et du sud de l’Irlande. Dans ces régions, une déformation acadienne généralisée (400–390 Ma, Dévonien moyen) s’est produite et a longtemps été interprétée comme liée à la fermeture finale de l’océan Iapetus. Cette déformation a entraîné un plissement régional en plis droits ainsi que le développement d’une schistosité sous des conditions métamorphiques allant de l’anchizone à l’épizone.

On sait toutefois aujourd’hui que la déformation acadienne est survenue au moins vingt millions d’années après la fermeture de l’Iapetus et qu’elle est plus probablement liée aux premiers stades de la fermeture de l’océan Rhéique. Des indices indirects suggèrent l’existence d’un arc dévonien aujourd’hui disparu à proximité du massif continental de Pretannia, au sud de la zone de faille du Bristol Channel. Cet arc aurait été déplacé latéralement vers l’ouest lors de la collision varisque principale. Le modèle privilégié pour expliquer la déformation acadienne fait intervenir une subduction à faible pendage (flat-slab) dirigée vers le nord le long de ce segment de la marge de l’océan Rhéique. Ce processus aurait pu impliquer la tentative de subduction de la dorsale rhéique, d’un plateau océanique ou d’un microcontinent, mais probablement pas celle d’un panache mantellique ni d’un continent majeur. Des indices de déformation d’âge acadien dans les allochtones du nord-ouest de l’Ibérie sont cohérents avec l’interprétation selon laquelle ces unités représentent un fragment d’Avalonia accrété lors de la collision varisque tardive.

Dans le sud-ouest de l’Angleterre, le début de la collision de Cadomia au Dévonien supérieur est marqué, dans le bassin de Gramscatho, par l’apparition de turbidites et de mélanges provenant du sud et issus de l’érosion des nappes de charriage varisques en progression. Ces nappes sont principalement constituées de matériaux d’arc continental acide, associés à des roches volcaniques de type MORB. La source du matériel acide est supposée être le « Normannian High », une vaste zone aujourd’hui largement submergée et encore non datée d’orthogneiss située dans la région de la Manche. On ignore si cette structure correspond à un fragment d’arc magmatique dévonien ou à un socle cadomien.

L’obduction dirigée vers le nord du complexe du Lizard sur la marge avalonienne débuta au Dévonien supérieur. Un âge U–Pb sur zircon de 376 ± 2 Ma obtenu dans le gneiss syn-cinématique de Kennack contraint le moment des premiers stades de l’obduction, tandis que des âges ⁴⁰Ar/³⁹Ar compris entre 370 et 350 Ma reflètent la poursuite des événements métamorphiques et de recristallisation du Dévonien supérieur jusqu’au tout début du Carbonifère, au fur et à mesure de la progression de l’obduction. Le complexe fut finalement obducté sous la forme d’une nappe froide au sommet d’une série de nappes de charriage dirigées vers le nord. Sa mise en place dans sa position structurale actuelle doit être postérieure à la fin du Dévonien, car le complexe repose sur des roches sédimentaires contenant des palynomorphes du Famenien supérieur.

La déformation varisque s’est ensuite propagée vers le nord au cours du Dévonien supérieur et du Carbonifère, donnant naissance à une importante ceinture de plis et de chevauchements dans le sud-ouest de l’Angleterre, le sud du Pays de Galles et le sud de l’Irlande. Le métamorphisme régional variait de conditions diagenétiques profondes à celles du faciès schistes verts, atteignant localement le faciès amphibolite dans le complexe du Lizard. À mesure que la déformation progressait vers le nord, les bassins de rift furent successivement inversés et le style de déformation fut probablement en partie contrôlé par la position des failles préexistantes et par la géométrie du remplissage sédimentaire des bassins.

La ligne Start–Perranporth fut réactivée comme une structure ductile majeure lors du développement de la ceinture de plis et de chevauchements. Un important rétroplissement de phase D₂ pourrait indiquer un effet de butée le long de cette zone de faille du socle, et des structures compatibles avec une transpression dextre se développent sur son flanc abrupt. Dans un autre exemple du contrôle exercé par les failles du socle sur la localisation des structures orogéniques plus récentes, la marge septentrionale faillée du bassin de South Devon ou de Trevone semble avoir joué le rôle de butée face à la compression se propageant vers le nord. Cette situation aurait initié une zone de rétrochevauchements se propageant vers le sud dans la partie centrale du bassin, interagissant avec les chevauchements frontaux pour former une zone de confrontation structurale observable dans les régions de Padstow et de Plymouth.

La reconnaissance de réflecteurs sismiques peu profonds a conduit à proposer des modèles « thin-skinned » pour la déformation varisque, impliquant un unique horizon de décollement régional situé à environ 10–12 km de profondeur. Une autre interprétation suggère que les déplacements en profondeur se sont produits le long d’une série de surfaces de détachement peu profondes et profondes, reliées à des failles plus raides dans le socle. Cette seconde hypothèse est compatible avec la géométrie des rifts pré-collision, la présence de structures décrochantes et la forte inclinaison de certaines structures.

À mesure que la déformation carbonifère se propageait vers le nord, l’épaississement du prisme orogénique chargea la lithosphère et provoqua la flexure du domaine d’avant-pays vers le bas. Les successions détritiques épaisses de 3 à 4 km préservées dans les bassins du Culm, du bassin houiller du sud du Pays de Galles et du bassin de Clare fournissent ainsi un enregistrement indirect de la mise en place progressive de la chaîne orogénique. Le début de la sédimentation de bassin d’avant-pays apparaît de plus en plus tard vers le nord : la subsidence rapide commence dans la partie méridionale du bassin du Culm au Namurien inférieur (Mississippien supérieur), dans le sud du Pays de Galles au Westphalien inférieur (Pennsylvanien inférieur) et peut-être dans le bassin houiller du Staffordshire à la fin du Westphalien (Pennsylvanien supérieur).

Le batholite cornuubien (Fig. 9) est constitué de granites péralumineux de type S mis en place sur un intervalle d’environ vingt millions d’années, du Carbonifère supérieur au Permien inférieur. L’anatexie se serait produite vers 800 °C et 7–8 kbar par fusion partielle de roches pélitiques dans la croûte inférieure ou intermédiaire, bien que les systèmes isotopiques Nd et Sm indiquent également une contribution mantellique. Ces derniers auteurs privilégient un modèle de génération des magmas résultant d’un sous-placage crustal lors de la collision. La mise en place du batholite fut accompagnée d’un effondrement orogénique tardif et de la réactivation extensive d’anciens chevauchements, ainsi que du développement de failles normales à fort pendage. Des réflecteurs sismiques horizontaux à faiblement plongeants vers le sud, observés à des profondeurs crustales de 10 à 15 km, suggèrent que le batholite forme un corps peu profond à base plate, injecté le long d’une surface régionale de décollement située vers la base du prisme de chevauchement varisque.

Contexte géodynamique de la déformation acadienne et de la collision varisque dans le sud de la Grande-Bretagne

Au Dévonien, la géographie tectonique de l’Europe occidentale est profondément différente de la configuration actuelle. Les îles Britanniques se situent alors au voisinage de la marge méridionale du continent Laurussia, issu de la collision antérieure entre Laurentia et Baltica lors de la fermeture de l’océan Iapetus au Silurien. Plus au sud s’étend encore l’océan Rhéique, large domaine océanique séparant Laurussia du supercontinent Gondwana. Dans ce contexte, la microplaque avalonienne – dont font partie le sud de l’Angleterre, les Ardennes, le massif Rhénan ou encore certaines parties de la Bohême – constitue la marge méridionale de Laurussia tournée vers cet océan.

La tectonique dévonienne de la Grande-Bretagne révèle un contraste marqué entre deux domaines structuraux. Dans le nord de l’Angleterre, le Pays de Galles et le sud de l’Irlande, les séries paléozoïques précoces enregistrent une phase compressive appelée déformation acadienne. Celle-ci se manifeste par un plissement régional relativement régulier, formant des plis droits accompagnés d’une schistosité pénétrative développée sous des conditions métamorphiques modestes, comprises entre l’anchizone et l’épizone. Ces conditions correspondent à des températures approximatives de 200 à 350 °C et à des pressions relativement faibles, caractéristiques d’une déformation crustale relativement superficielle.

Pendant longtemps, cette phase tectonique a été interprétée comme la manifestation tardive de la fermeture de l’océan Iapetus. Cependant, les données stratigraphiques et géochronologiques indiquent aujourd’hui que l’Iapetus était déjà fermé depuis au moins vingt millions d’années lorsque la déformation acadienne s’est produite, au Dévonien moyen vers 400–390 Ma. Cette observation a conduit à réinterpréter cet événement comme une conséquence des premiers stades de la fermeture de l’océan Rhéique plutôt que comme un héritage direct de l’orogenèse calédonienne.

Un modèle fréquemment invoqué pour expliquer cette déformation fait intervenir une subduction à très faible pendage, ou subduction de type flat-slab, dirigée vers le nord sous la marge de Laurussia. Dans ce scénario, la plaque océanique rhéique s’enfonce sous Avalonia selon un angle très faible, ce qui transmet les contraintes compressives loin à l’intérieur du continent. Contrairement à une subduction classique à pendage fort, la plaque subduite reste en contact avec la base de la lithosphère continentale sur une grande distance horizontale. Cette géométrie favorise la propagation de la déformation compressive plusieurs centaines de kilomètres à l’intérieur de la plaque chevauchante. La déformation acadienne observée dans les bassins paléozoïques du nord de la Grande-Bretagne peut ainsi être interprétée comme l’expression intracontinentale de cette subduction rhéique.

Les causes possibles d’une telle géométrie de subduction incluent la tentative de subduction d’éléments crustaux anormalement épais tels qu’une dorsale océanique, un plateau océanique ou un microcontinent. Ces objets, plus flottants que la lithosphère océanique normale, tendent à réduire l’angle de plongement de la plaque subduite. En revanche, l’hypothèse d’un panache mantellique ou de la subduction d’un continent majeur apparaît peu compatible avec les observations structurales et géochronologiques.

Des indices structuraux d’âge acadien sont également observés dans certaines unités allochtones du nord-ouest de la péninsule Ibérique. Ces terrains sont parfois interprétés comme des fragments crustaux d’origine avalonienne qui auraient été transportés vers le sud puis réaccrétés lors de la collision varisque. Cette interprétation souligne la continuité paléogéographique entre les domaines britanniques et ibériques au Paléozoïque.

Les premiers effets de la collision varisque dans le sud-ouest de l’Angleterre

Alors que les régions situées plus au nord subissent déjà la déformation acadienne, le sud-ouest de l’Angleterre conserve encore au Dévonien moyen un régime tectonique relativement extensif lié à l’évolution de bassins de rift. La transition vers un régime compressif intervient seulement au Dévonien supérieur, lorsque la convergence entre Laurussia et Gondwana s’intensifie et que la collision varisque commence à se propager vers le nord.

L’un des premiers témoins de cette évolution est enregistré dans le bassin de Gramscatho, en Cornouailles. Dans ce bassin apparaissent des séries turbiditiques épaisses constituées de sédiments transportés depuis le sud. Ces dépôts résultent de l’érosion de nappes de charriage en cours de formation dans la chaîne varisque naissante. Les matériaux transportés comprennent notamment des fragments de roches volcaniques et plutoniques acides appartenant à un arc continental, associés à des basaltes de type MORB provenant d’anciens domaines océaniques. L’origine probable de ces roches acides est une région aujourd’hui largement immergée sous la Manche, connue sous le nom de Normannian High. Cette structure correspond probablement à un bloc crustal surélevé dont la nature reste débattue : il pourrait s’agir soit d’un fragment d’arc magmatique dévonien, soit d’un socle cadomien exhumé.

Parallèlement, la marge avalonienne enregistre l’obduction d’un fragment de lithosphère océanique aujourd’hui conservé dans le complexe du Lizard. Une ophiolite correspond à un ensemble de roches provenant de la lithosphère océanique – péridotites mantelliques, gabbros, basaltes et sédiments océaniques – qui a été charrié sur un continent au cours d’une collision. Dans le cas du Lizard, l’obduction est dirigée vers le nord et débute au Dévonien supérieur. Les contraintes géochronologiques sont fournies par des datations U–Pb sur zircon dans le gneiss syn-cinématique de Kennack, donnant un âge d’environ 376 ± 2 Ma pour les premiers stades de la déformation. Des âges ⁴⁰Ar/³⁹Ar compris entre 370 et 350 Ma témoignent de la poursuite des processus métamorphiques et tectoniques durant la mise en place progressive de cette nappe ophiolitique.

Le complexe du Lizard constitue ainsi un témoin remarquable des interactions entre lithosphère océanique et continentale au cours de la convergence varisque. Il fut finalement transporté sous la forme d’une nappe relativement froide au sommet d’un empilement de nappes de charriage dirigées vers le nord. La présence de palynomorphes du Famenien supérieur dans les sédiments sous-jacents montre que sa mise en place finale est postérieure à la fin du Dévonien.

Propagation de la chaîne varisque et inversion des bassins

Au cours du Dévonien supérieur et du Carbonifère, la déformation varisque se propage progressivement vers le nord. Elle donne naissance à une vaste ceinture de plis et de chevauchements qui affecte le sud-ouest de l’Angleterre, le sud du Pays de Galles et le sud de l’Irlande. Le métamorphisme régional associé reste généralement modéré, allant de conditions diagenétiques profondes au faciès schistes verts, mais atteint localement le faciès amphibolite dans le complexe du Lizard, où les températures ont été plus élevées.

L’un des aspects caractéristiques de cette évolution tectonique est l’inversion progressive des bassins de rift dévoniens. Les failles normales qui contrôlaient initialement la subsidence des bassins deviennent des structures compressives ou décrochantes lors de la convergence varisque. Ce phénomène, appelé inversion tectonique, conduit à la réutilisation des failles héritées comme surfaces de chevauchement ou de décrochement. La géométrie finale de la chaîne varisque britannique est donc fortement contrôlée par l’architecture préexistante des bassins et du socle.

La ligne structurale Start–Perranporth constitue un exemple remarquable de cette réactivation tectonique. Cette structure, héritée de l’extension dévonienne, est réactivée comme une zone ductile majeure au cours de la compression varisque. Des structures de transpression dextre se développent le long de son flanc abrupt, indiquant une combinaison de raccourcissement et de déplacement latéral. La présence d’un rétroplissement tardif suggère également que cette zone a pu jouer le rôle d’obstacle structural lors de la propagation de la déformation.

Plus au nord, la marge faillée du bassin de South Devon agit elle aussi comme une butée tectonique. La compression se propageant depuis le sud provoque la formation d’un système complexe associant chevauchements frontaux et rétrochevauchements. Dans certaines régions, comme entre Padstow et Plymouth, ces structures convergentes produisent une véritable zone de confrontation tectonique où les directions de transport opposées s’interfèrent.

Formation d’un bassin d’avant-pays et magmatisme tardif

À mesure que la chaîne varisque s’épaissit au Carbonifère, la masse croissante de l’orogène exerce une charge sur la lithosphère adjacente. Cette charge provoque la flexure de la lithosphère continentale et la formation d’un bassin d’avant-pays au nord de la chaîne. Le principe peut être comparé à la déformation d’une plaque élastique reposant sur un substrat ductile : lorsque la charge augmente, la plaque se courbe et s’enfonce progressivement. La subsidence qui en résulte permet l’accumulation d’épaisses séries sédimentaires détritiques.

Dans le sud de la Grande-Bretagne, ces dépôts atteignent localement 3 à 4 km d’épaisseur dans les bassins du Culm, du sud du Pays de Galles et du bassin de Clare en Irlande. Leur âge devient progressivement plus jeune vers le nord, ce qui reflète la propagation progressive de la déformation varisque et du front de charge orogénique. Cette migration temporelle de la subsidence constitue un indicateur précieux de la cinématique de la chaîne.

La phase finale de l’évolution varisque est marquée par l’intrusion du batholite cornuubien, vaste ensemble granitique s’étendant sous la Cornouailles et le Devon. Ces granites, mis en place entre le Carbonifère supérieur et le Permien inférieur, sont des granites péralumineux de type S issus principalement de la fusion partielle de roches sédimentaires pélitiques. Les conditions estimées pour cette anatexie sont de l’ordre de 800 °C et 7 à 8 kbar, ce qui correspond à des profondeurs d’environ 25 à 30 km dans la croûte continentale.

Les signatures isotopiques Nd et Sm indiquent cependant que ces magmas ne proviennent pas exclusivement de la croûte continentale : une contribution mantellique est également probable. Cette contribution pourrait résulter d’un sous-placage de magmas basaltiques à la base de la croûte lors de la collision varisque, fournissant la chaleur nécessaire à la fusion des roches crustales.

L’intrusion du batholite est contemporaine d’une phase d’effondrement tardif de la chaîne varisque. Les anciens chevauchements sont localement réactivés en failles normales et de nouvelles structures extensives apparaissent. Les données sismiques montrent que le batholite possède probablement une géométrie aplatie, avec une base relativement horizontale située vers 10 à 15 km de profondeur. Cette géométrie suggère que les magmas granitiques se sont injectés le long d’une surface régionale de décollement située à la base du prisme de chevauchement varisque, illustrant l’interaction étroite entre tectonique compressive et magmatisme tardif dans l’évolution des chaînes de collision.

5. L’océan Rhéique dans le nord-ouest de l’Ibérie

Bien qu’hétérogènement déformée par l’orogenèse varisque du Paléozoïque supérieur, l’une des sections les plus complètes de la marge passive rhéique du Gondwana septentrional est exposée dans le nord-ouest de la péninsule Ibérique (Fig. 10), où les roches paléozoïques affleurent dans le cœur fortement incurvé de l’arc Ibéro-Armorican (Fig. 5). Si cet arc est restauré dans une géométrie anté-varisque, la plate-forme continentale ibérique du Gondwana apparaît comme extrêmement étendue, avec un enregistrement stratigraphique classiquement représenté par une épaisse succession ordovicienne essentiellement siliciclastique, recouverte, parfois en discordance, par des schistes noirs siluriens largement répandus.

Ces relations, associées aux études sédimentologiques, concordent avec les reconstructions paléogéographiques qui placent le nord-ouest de l’Ibérie à proximité de l’Afrique de l’Ouest le long du flanc méridional de l’océan Rhéique durant tout le Paléozoïque.

Les roches paléozoïques du massif Ibérique sont traditionnellement divisées en zones fondées sur les différences entre leurs successions sédimentaires du Paléozoïque inférieur, différences interprétées comme reflétant leur distance relative par rapport à la marge gondwanienne (Fig. 10). De la zone côtière vers l’extérieur de la plate-forme gondwanienne, cinq zones sont distinguées. La zone Cantabrique correspond à un environnement côtier, tandis que les zones Asturo-Léonaise occidentale, Ibérique centrale et Galice-Tras-os-Montes (domaine schisteux), ainsi que la zone Ossa-Morena du sud de l’Ibérie, préservent une tectonostratigraphie plus externe. Les limites entre ces zones correspondent à de grands chevauchements et failles inverses varisques qui, dans certains cas, furent réactivés en extension après l’orogenèse varisque. Le socle supposé de la marge nord du Gondwana est préservé dans les « unités basales », qui constituent les niveaux les plus profonds des complexes allochtones de la zone de Galice-Tras-os-Montes.

5.1. Rifting et ouverture

Dans le nord-ouest de l’Ibérie, l’ouverture de l’océan Rhéique est principalement enregistrée par une intense activité magmatique liée au rifting. Un volcanisme largement répandu au début de l’Ordovicien (Tremadocien–Arénigien) est représenté dans l’ensemble des zones tectonostratigraphiques. Parallèlement, l’accumulation d’environ 4500 m de sédiments dans des sous-bassins ou fossés parallèles à la marge nord du Gondwana a été interprétée comme le reflet d’une forte augmentation de la subsidence liée à l’extension tectonique au moment de la transition rift–dérive lors du développement de l’océan Rhéique.

Cet épisode extensif est également contemporain de la formation généralisée de granitoïdes et de roches volcaniques felsiques du début de l’Ordovicien, interprétées comme des magmas intracrustaux produits en réponse aux forts gradients géothermiques associés au rifting . Bien que l’activité volcanique se poursuive jusqu’à l’Ordovicien supérieur, l’activité post-arénigienne reste relativement faible et localisée .

Dans la zone Cantabrique (Fig. 11), le volcanisme est particulièrement volumineux et essentiellement d’âge ordovicien inférieur. Des volumes plus modestes de roches volcaniques sont également répandus dans la zone Asturo-Léonaise occidentale, où leur mise en place est interprétée comme accompagnant une subsidence accrue des bassins. Toutefois, l’événement volcanique le plus volumineux du début de l’Ordovicien dans le nord-ouest ibérique est conservé dans la partie septentrionale de la zone Ibérique centrale, où d’importants volumes de roches volcaniques felsiques, incluant la ceinture dite « Ollo de Sapo », affleurent le long d’un alignement continu orienté nord-ouest à nord (Fig. 11).

Des études détaillées sur l’âge (environ 495–480 Ma), l’origine et la géochimie de ces roches volcaniques sont présentées. Les intrusions felsiques dans la partie nord de cette zone présentent des âges U-Pb (sur zircon) du Cambrien supérieur à l’Ordovicien inférieur compris entre 496 ± 3 Ma ou 483 ± 3 Ma pour le massif de Miranda de Douro et 465 ± 10 Ma pour les massifs de Covelo et de San Sebastián. La partie méridionale de la zone Ibérique centrale contient également des filons-couches mafiques tholéiitiques ayant fourni un âge isochrone Sm-Nd de 436 ± 17 Ma.

La zone de Galice-Tras-os-Montes repose tectoniquement sur la zone Ibérique centrale et comprend une épaisse succession siliciclastique avec des intercalations volcaniques, dont certaines ont livré des âges ordoviciens inférieurs (475 ± 2 Ma). Cette succession est interprétée comme représentant la partie la plus externe du prisme sédimentaire de marge passive gondwanienne.

Reposant tectoniquement sur les parties les plus externes de ce prisme sédimentaire se trouve un ensemble de complexes allochtones constitués, de bas en haut, d’un socle gondwanien (unités basales, Fig. 10) recouvert structuralement par deux unités ophiolitiques, respectivement d’âge ordovicien inférieur et dévonien. Celles-ci sont interprétées comme des fragments de l’océan Rhéique ou de bassins océaniques subsidiaires qui se sont refermés lors de l’orogenèse varisque.

Les unités supérieures, qui recouvrent structurellement les ophiolites, sont interprétées comme appartenant à la marge nord (laurussienne) de l’océan Rhéique. Les unités basales situées sous les ophiolites sont d’affinité continentale et représenteraient la partie la plus externe de la marge gondwanienne. Les protolithes ignés de ces unités basales sont d’âge ordovicien inférieur (environ 480 Ma).

5.2. Fermeture et collision

La fermeture de l’océan Rhéique est enregistrée dans le nord-ouest de l’Ibérie par la déformation liée à la collision entre la Laurussia et le Gondwana, ainsi que par les reliques océaniques conservées sous forme d’ophiolites dans la zone de suture entre ces continents (Fig. 10). Les premières preuves de la fermeture océanique correspondent à la subduction vers le nord de l’océan Rhéique sous la marge laurussienne, dont le début est antérieur à environ 400 Ma, comme l’indique l’âge des premiers épisodes métamorphiques.

La subduction de la dorsale médio-océanique rhéique vers 395 Ma aurait provoqué une augmentation du taux de convergence et un couplage mécanique accru entre les deux marges océaniques.

Le début de la collision continentale intervient vers 365 Ma, avec la subduction initiale de la marge gondwanienne (unités basales) sous la Laurussia. La déformation de la succession de marge passive gondwanienne, provoquée par le chevauchement ultérieur du Gondwana par la Laurussia, s’est propagée vers l’est à la fois dans l’espace et dans le temps.

La convergence a d’abord produit des plis couchés (phase D1) dont la vergence et la migration se font depuis la suture vers le cœur actuel de l’arc Ibéro-Armorican. La poursuite du raccourcissement aurait ensuite conduit à l’effondrement extensif (phase D2) de l’arrière-pays orogénique épaissi vers 320 Ma, événement contemporain du développement d’une ceinture de plis et chevauchements d’avant-pays non métamorphique dans la zone Cantabrique.

La déformation finale liée à la fermeture de l’océan Rhéique (phase D3) a produit de grands plis droits à grande longueur d’onde ainsi que des zones de cisaillement ductile en décrochement. Immédiatement après la fermeture océanique, un changement abrupt du champ de contraintes associé à l’assemblage de la Pangée provoqua une rotation spectaculaire d’environ 180° de l’ensemble de l’orogène varisque, donnant naissance à l’arc Ibéro-Armorican. Le développement de cet arc fut accompagné d’un événement thermique majeur interprété comme le résultat d’une délamination lithosphérique au Carbonifère supérieur–Permien inférieur.

5. L’océan Rhéique dans le nord-ouest de l’Ibérie

Le nord-ouest de la péninsule Ibérique constitue aujourd’hui l’un des secteurs où l’enregistrement de la marge nord du Gondwana paléozoïque est le mieux conservé en Europe. Cette région appartient au massif Ibérique, un vaste fragment de croûte continentale intégré à la chaîne varisque européenne et aujourd’hui exposé en Espagne et au Portugal. Les séries paléozoïques y affleurent largement car la chaîne varisque a été profondément érodée depuis le Permien.

La structure actuelle de cette région est dominée par un vaste coude tectonique appelé arc Ibéro-Armorican. Cet arc correspond à une courbure majeure de la chaîne varisque reliant le nord-ouest de l’Espagne à la Bretagne et au Massif armoricain. Les travaux paléomagnétiques et structuraux montrent cependant que cette courbure n’est pas primaire : elle résulte d’une rotation tardive de segments de la chaîne varisque lors de l’assemblage final de la Pangée au Carbonifère supérieur.

Lorsque cette rotation est restaurée, la marge ibérique du Gondwana apparaît comme une plate-forme continentale très étendue, bordant au nord l’océan Rhéique. L’enregistrement sédimentaire y est caractéristique des marges passives paléozoïques. Une épaisse succession ordovicienne dominée par des dépôts siliciclastiques marins — grès, quartzites et schistes — est largement répandue. Ces séries correspondent à des dépôts de plate-forme et de talus accumulés le long de la marge gondwanienne. Elles sont souvent recouvertes, parfois en discordance, par des schistes noirs siluriens, témoins d’environnements marins plus profonds et anoxiques liés à une subsidence prolongée de la marge.

Les reconstructions paléogéographiques indiquent que cette région se trouvait alors au voisinage de l’Afrique occidentale, le long du bord nord du Gondwana. L’océan Rhéique séparait cette marge gondwanienne de la Laurussia (résultant de la collision de Laurentia, Baltica et Avalonia).

Organisation tectonique du massif Ibérique

L’architecture actuelle du massif Ibérique résulte de la collision varisque et du charriage de grandes nappes tectoniques. Pour décrire cette structure, les géologues distinguent plusieurs zones tectonostratigraphiques disposées grossièrement du nord vers le sud, chacune correspondant à une position différente dans l’ancienne marge gondwanienne.

La zone Cantabrique, située au nord de l’Espagne, représente la partie la plus interne de l’avant-pays varisque. Elle conserve relativement bien la succession sédimentaire paléozoïque peu métamorphisée et correspond à des environnements relativement proches du littoral gondwanien.

Vers le sud et l’ouest apparaissent des domaines plus externes et plus déformés : la zone Asturo-Léonaise occidentale, la zone Ibérique centrale et la zone de Galice–Trás-os-Montes. Ces domaines enregistrent des conditions plus distales de la marge continentale et sont plus fortement affectés par les nappes de charriage varisques. Enfin, plus au sud, la zone d’Ossa-Morena correspond à un domaine plus complexe qui inclut des fragments d’arcs et de bassins océaniques associés à l’évolution de l’océan Rhéique.

Les limites entre ces zones correspondent à de grandes failles inverses et chevauchements varisques, qui ont transporté des unités crustales sur plusieurs dizaines voire centaines de kilomètres lors de la collision. Certaines de ces structures ont ensuite été réactivées en extension au cours de l’effondrement post-orogénique.

Dans la zone de Galice–Trás-os-Montes, l’architecture tectonique est particulièrement spectaculaire. On y observe des complexes allochtones empilés, c’est-à-dire des nappes tectoniques transportées sur de longues distances. Les niveaux les plus profonds de ces complexes correspondent aux unités basales, interprétées comme des fragments du socle de la marge nord du Gondwana.

Rifting et ouverture de l’océan Rhéique

Dans le nord-ouest ibérique, l’ouverture de l’océan Rhéique est principalement enregistrée par une intense activité magmatique et une subsidence rapide des bassins sédimentaires au début de l’Ordovicien.

Cette phase correspond à la transition entre un régime de rifting continental et la formation d’une marge passive lors de la séparation de plusieurs terranes du Gondwana, notamment Avalonia. L’extension lithosphérique provoque l’amincissement de la croûte et la formation de fossés tectoniques parallèles à la marge. Dans ces bassins, plusieurs kilomètres de sédiments s’accumulent rapidement. Dans le nord-ouest ibérique, l’épaisseur de ces séries atteint environ 4 à 5 km, ce qui témoigne d’une subsidence importante associée à l’étirement de la lithosphère.

Cette extension est accompagnée d’un magmatisme bimodal, caractéristique des environnements de rift. Les magmas mafiques proviennent de la fusion partielle du manteau lithosphérique, tandis que les magmas felsiques résultent de la fusion partielle de la croûte continentale chauffée par l’augmentation du flux thermique.

L’expression la plus spectaculaire de ce volcanisme est la formation de l’Ollo de Sapo, une vaste ceinture de roches volcaniques et volcanoclastiques felsiques qui affleure dans la zone Ibérique centrale. Ces roches, datées entre environ 495 et 480 Ma, représentent l’un des plus grands épisodes volcaniques associés à l’ouverture du Rhéique sur la marge gondwanienne. Elles se présentent sous forme de rhyolites, ignimbrites et tufs silicifiés qui s’étendent sur plusieurs centaines de kilomètres.

Des intrusions granitoïdes contemporaines témoignent également d’une activité magmatique importante. Les datations U-Pb sur zircons indiquent des âges compris entre environ 500 et 480 Ma, confirmant le lien entre ce magmatisme et la phase d’extension ordovicienne.

Dans les domaines plus externes de la marge gondwanienne, notamment dans la zone de Galice–Trás-os-Montes, les séries sédimentaires comprennent également des intercalations volcaniques d’âge ordovicien inférieur. Ces successions sont interprétées comme représentant la partie la plus distale du prisme sédimentaire de la marge passive.

Un élément essentiel de cette région est la présence de complexes ophiolitiques, qui correspondent à des fragments de lithosphère océanique. Dans les complexes allochtones de Galice–Trás-os-Montes, deux ensembles ophiolitiques ont été identifiés : l’un d’âge ordovicien inférieur et l’autre d’âge dévonien. Ces fragments représentent probablement des portions de l’océan Rhéique ou de bassins océaniques associés qui ont été ultérieurement incorporés dans la chaîne varisque lors de la collision continentale.

5.2 Fermeture de l’océan Rhéique et collision varisque

La fermeture de l’océan Rhéique correspond à l’un des événements majeurs de la tectonique paléozoïque : la collision entre le Gondwana et la Laurussia, qui aboutit finalement à la formation de la Pangée.

Dans le nord-ouest de l’Ibérie, les premiers indices de cette convergence apparaissent au Dévonien. L’océan Rhéique commence alors à se refermer par subduction vers le nord sous la Laurussia, ce qui entraîne la formation d’un prisme d’accrétion et le métamorphisme des unités impliquées dans la zone de subduction. Les premières traces de métamorphisme associées à ce processus sont antérieures à environ 400 Ma.

Vers 395 Ma, la subduction de la dorsale médio-océanique rhéique aurait entraîné une modification du régime tectonique et une augmentation du taux de convergence entre les deux continents. Cette phase marque la transition entre une subduction océanique classique et les premiers stades de la collision continentale.

La collision proprement dite débute vers 365 Ma, lorsque la marge continentale du Gondwana commence à s’enfoncer sous la Laurussia. Ce processus entraîne l’empilement de nappes tectoniques et la déformation de la succession sédimentaire de la marge passive.

La première phase de déformation (D1) est caractérisée par le développement de plis couchés et de nappes de charriage qui se déplacent depuis la zone de suture vers l’intérieur de la marge gondwanienne. Cette tectonique d’empilement correspond à l’épaississement de la croûte lors de la collision.

Lorsque l’épaississement crustal devient trop important, l’orogène subit un effondrement gravitaire. Vers 320 Ma, une phase d’extension interne (phase D2) affecte l’arrière-pays orogénique, tandis que la déformation compressive se propage vers l’avant-pays dans la zone Cantabrique, où se développe une ceinture de plis et chevauchements relativement peu métamorphisée.

La dernière phase majeure de déformation (D3) produit de grands plis ouverts à grande longueur d’onde et des zones de cisaillement ductile en décrochement. Ces structures traduisent un réajustement du champ de contraintes à l’échelle de la Pangée en cours d’assemblage.

Peu après la fermeture complète de l’océan Rhéique, la chaîne varisque subit une réorganisation tectonique majeure. Les études paléomagnétiques montrent qu’une rotation d’environ 180° de certains segments de l’orogène se produit au Carbonifère supérieur. Cette rotation est à l’origine de la forme actuelle de l’arc Ibéro-Armorican. Elle est accompagnée d’un épisode thermique important, interprété comme la conséquence d’une délamination lithosphérique, c’est-à-dire la séparation et l’enfoncement d’une partie dense de la lithosphère dans le manteau.

6. L’océan Rhéique dans le sud de l’Ibérie

Comme son équivalent au nord, le sud de la péninsule Ibérique conserve un enregistrement remarquablement complet de l’évolution de l’océan Rhéique, depuis les premiers stades de rifting au Cambrien jusqu’au stade de dérive, pour culminer avec sa fermeture finale lors de l’orogenèse varisque au Paléozoïque supérieur.

Outre la suture, matérialisée par le prisme d’accrétion de Pulo do Lobo et par l’ophiolite de Beja-Acebuches, les principales unités du sud de l’Ibérie comprennent (du nord vers le sud ; Fig. 5) : les zones ibérique centrale et Ossa-Morena, d’affinité gondwanienne, et au sud de la suture, la zone sud-portugaise, d’affinité laurussienne (probablement avalonienne).

La zone Ossa-Morena (Fig. 12) expose un enregistrement exceptionnel de l’épisode de rifting qui culmina avec l’ouverture de l’océan Rhéique à l’Ordovicien inférieur. Elle préserve un assemblage de plate-forme externe qui, combiné à la succession de plate-forme interne de la zone ibérique centrale, documente l’histoire complète — de l’Ordovicien au Dévonien — de la marge passive septentrionale du Gondwana au moment de l’ouverture de l’océan Rhéique.

Le segment sud-ibérique de l’orogène varisque présente également une particularité : sa nature fortement transpressive, qui résulte en grande partie de tectonique d’échappement sénestre durant la collision oblique entre Laurussia et Gondwana.

6.1. Rifting et ouverture

Comme dans le Massif bohémien, le début du rifting dans le sud de l’Ibérie suit de près — et est étroitement lié — à l’arrêt brutal des processus de subduction le long de la marge nord du Gondwana durant l’Édiacarien. Un mécanisme analogue de collision oblique dorsale–fosse (ridge–trench collision), intervenant après la fermeture d’un bassin arrière-arc et l’accrétion d’un arc néoprotérozoïque, a été proposé pour expliquer l’évolution de cette marge à cette époque. Ce processus aurait conduit à l’ouverture d’une fenêtre de slab (slab window) et finalement au rifting (Fig. 13).

Le registre du rifting est particulièrement bien conservé dans la zone Ossa-Morena. On y observe une courte période (moins de 5 Ma) de soulèvement et d’érosion des séries d’arc liées à la subduction, dont les plus jeunes sont datées d’environ 535 Ma. Cette phase est rapidement suivie d’une activité magmatique attribuée à un Événement magmatique précoce (Early Igneous Event).

Le soulèvement initial pourrait refléter une expansion thermique liée au développement d’une fenêtre de slab, tandis que le magmatisme ultérieur s’accompagne de fusion partielle, de formation de migmatites et du développement de core complexes dans la croûte moyenne à supérieure. L’âge de cet événement magmatique est contraint par des datations U-Pb sur zircon d’environ 530 ± 3 Ma, obtenues à la fois dans des roches volcaniques et plutoniques.

Cet événement est suivi d’une transgression marine généralisée, probablement liée à une contraction thermique. Celle-ci aboutit à la mise en place d’une plate-forme carbonatée peu profonde durant le reste du Cambrien inférieur, en l’absence quasi totale d’activité magmatique.

À la fin du Cambrien inférieur, cette plate-forme s’effondre et des structures de horsts et grabens se développent, probablement en réponse à une phase d’extension accrue. La sédimentation ultérieure devient essentiellement terrigène, accompagnée d’un magmatisme bimodal (le Main Igneous Event), particulièrement volumineux au Cambrien moyen.

Comme dans le Massif bohémien, les roches du Cambrien supérieur sont absentes dans la zone Ossa-Morena. Cette lacune est probablement liée à une nouvelle expansion thermique et à un soulèvement de l’épaule du rift durant la phase magmatique précédente.

Après une discordance angulaire et érosive, les dépôts de l’Ordovicien inférieur correspondent à une séquence transgressive menant à une sédimentation de plate-forme externe, qui persiste jusqu’au début de l’orogenèse varisque au Dévonien moyen.

Une histoire comparable est enregistrée dans la zone ibérique centrale, bien que le magmatisme lié au rifting y soit moins volumineux et légèrement plus tardif. Après la transgression ordovicienne, cette zone occupait une position de plate-forme interne sur la marge passive nord-gondwanienne.

On interprète cette transgression comme une discordance de rupture (breakup unconformity) marquant l’ouverture de cette portion de l’océan Rhéique et la relaxation thermique progressive et l’affaissement de la marge continentale.

Un élément commun aux séquences transgressives des deux zones est la présence, près de la discordance basale, d’un important quartz-arénite corrélable avec le Quartzite armoricain de France, du Massif bohémien, du nord-ouest de l’Ibérie et du craton ouest-africain.

Cette unité est légèrement plus ancienne dans la zone Ossa-Morena (Tremadoc ; 489,3 ± 1,3 Ma) que dans la zone ibérique centrale (Arénig ; 477,47 ± 0,93 Ma), ce qui suggère que l’ouverture océanique s’est propagée du sud vers le nord.

Un indice paléogéographique important est fourni par la présence de diamictites glaciomarines de l’Ordovicien supérieur dans ces zones, ainsi que dans le nord de l’Ibérie, certaines régions de France et le Massif bohémien. Cela indique que ces régions sont restées rattachées au Gondwana continental pendant la majeure partie, sinon la totalité, du Paléozoïque, remettant en question l’existence d’une microplaque armoricaine indépendante.

Les vestiges très disloqués de l’océan Rhéique lui-même sont interprétés comme présents dans le prisme d’accrétion de Pulo do Lobo, qui, avec l’ophiolite de Beja-Acebuches, matérialise la suture varisque dans le sud de l’Ibérie.

6.2. Fermeture et collision

Les premières preuves de déformation collisionnelle dans les unités gondwaniennes du sud de l’Ibérie datent du Dévonien inférieur terminal (flysch de Terena), et la déformation devient généralisée au Dévonien supérieur.

Cependant, la persistance d’une sédimentation de marge passive durant tout le Paléozoïque inférieur et moyen implique que la fermeture de l’océan Rhéique s’est produite au large, soit par subduction intra-océanique, soit par subduction sous la marge laurussienne, soit par tectonique décrochante, ou par une combinaison de ces processus.

Aucune donnée directe ne permet de contraindre le début de cette fermeture, mais la marge ibérique du Gondwana appartenait clairement à la plaque inférieure.

Le nord-ouest de l’Ibérie est resté en permanence dans cette plaque inférieure, mais dans le sud de l’Ibérie, les irrégularités de la marge continentale auraient provoqué une échappée latérale de la zone Ossa-Morena à partir du Dévonien moyen.

Cet échappement a été accommodé par une subduction fortement oblique vers le nord du reste de l’océan sous la zone Ossa-Morena. En conséquence, le Gondwana sud-ibérique est devenu partie de la plaque supérieure, position qu’il conserve jusqu’à la fin de la convergence varisque.

Cette interprétation est appuyée par un magmatisme d’arc intermittent du Dévonien moyen au Viséen inférieur dans le sud de la zone Ossa-Morena.

La croissance du prisme d’accrétion de Pulo do Lobo est attribuée à cette phase de subduction oblique. Ce prisme incorpore des fragments disloqués de plancher océanique rhéique dans des flyschs syn-orogéniques et des mélanges mafiques (ophiolitiques) du Dévonien supérieur.

Les lithologies mafiques de ce prisme présentent généralement des signatures N-MORB.

En revanche, l’ophiolite de Beja-Acebuches, située entre ce prisme et la zone Ossa-Morena, comprend surtout des amphibolites et métagabbros de type E-MORB présentant les caractéristiques d’ophiolites formées en zone supra-subduction. Elle est donc interprétée comme provenant d’un bassin intrarc ou d’avant-arc marginal au principal océan Rhéique.

Des datations U-Pb SHRIMP récentes sur amphibolites de Beja-Acebuches donnent des âges aussi jeunes que 332 ± 3 Ma, fournissant une limite supérieure pour la durée de ce bassin marginal.

Le segment sud-ibérique de l’orogène varisque se distingue aussi par sa réponse transpressive à une collision continentale fortement oblique. Toute la région, y compris la zone sud-portugaise, présente une géométrie transpressive sénestre marquée, particulièrement développée dans la zone Ossa-Morena, qui forme un vaste duplex décrochante sénestre.

La zone sud-portugaise est généralement considérée comme un élément exotique non gondwanien, principalement en raison de sa position au sud de la suture. Sa corrélation avec Avalonia repose sur des similarités avec les îles Britanniques méridionales et la zone rhénohercynienne du Massif bohémien.

Cependant, son registre stratigraphique très court (les roches les plus anciennes sont dévoniennes supérieures) empêche toute corrélation certaine. En l’absence de données fiables de provenance, d’héritage isotopique ou de paléomagnétisme, sa paléogéographie demeure incertaine.

6. L’océan Rhéique dans le sud de l’Ibérie

Comme dans la partie septentrionale de l’orogène varisque, le sud de la péninsule Ibérique constitue l’un des secteurs les mieux préservés pour reconstituer l’histoire complète de l’océan Rhéique. Les roches qui affleurent dans cette région enregistrent presque tout le cycle océanique : les premiers épisodes de rifting au Cambrien, l’installation d’une marge passive au cours de l’Ordovicien et du Silurien, puis la fermeture progressive de l’océan et la collision varisque au Dévonien et au Carbonifère.

La structure actuelle du sud de l’Ibérie résulte de l’empilement de plusieurs grandes zones tectoniques. Au nord se trouvent les zones ibérique centrale et Ossa-Morena, dont la stratigraphie et les signatures isotopiques indiquent clairement une affinité avec la marge septentrionale du Gondwana. Plus au sud apparaît la zone sud-portugaise, située au-delà de la suture rhéique et généralement interprétée comme appartenant à la plaque opposée, c’est-à-dire à Laurussia, probablement par l’intermédiaire d’un fragment d’origine avalonienne. Entre ces deux ensembles se situe la suture varisque proprement dite, matérialisée par deux ensembles géologiques remarquables : le prisme d’accrétion de Pulo do Lobo et l’ophiolite de Beja-Acebuches. Ces unités contiennent des fragments de lithosphère océanique et de sédiments d’avant-arc qui témoignent directement de l’existence de l’océan Rhéique aujourd’hui disparu.

La zone Ossa-Morena constitue un secteur particulièrement important pour comprendre l’ouverture de cet océan. Elle expose une succession stratigraphique qui enregistre l’évolution complète de la marge gondwanienne, depuis les premiers épisodes de rifting jusqu’à l’établissement d’une plate-forme passive mature. Combinée à la succession de la zone ibérique centrale, qui correspond plutôt à une plate-forme interne, elle permet de reconstruire l’architecture complète de la marge continentale nord-gondwanienne durant l’Ordovicien et le Dévonien.

Le segment sud-ibérique de l’orogène varisque présente cependant une particularité structurale majeure. Contrairement à d’autres secteurs de la chaîne varisque dominés par des structures de raccourcissement frontal, la déformation y est fortement transpressive, c’est-à-dire qu’elle combine raccourcissement et mouvement horizontal. Cette configuration résulte d’une collision continentale fortement oblique entre Gondwana et Laurussia. Dans ce contexte, une partie de la convergence est accommodée par des déplacements latéraux importants, ce qui produit une tectonique d’échappement sénestre à grande échelle et explique la géométrie très complexe des unités tectoniques du sud de l’Ibérie.

Le rifting qui conduit à l’ouverture de l’océan Rhéique dans le sud de l’Ibérie est étroitement lié aux événements tectoniques qui marquent la fin de l’orogenèse cadomienne au Néoprotérozoïque supérieur. Durant cette période, la marge nord du Gondwana était occupée par un système de subduction actif associé à un arc magmatique continental ou insulaire. Cet arc s’était développé au cours de plusieurs dizaines de millions d’années, produisant une importante croûte magmatique et un vaste complexe d’accrétion.

La situation change brutalement à la fin de l’Édiacarien lorsqu’un segment de dorsale océanique entre en collision avec la fosse de subduction. Ce type d’événement, appelé collision dorsale–fosse (ridge–trench collision), modifie profondément la géométrie de la subduction. Une dorsale étant constituée de lithosphère très jeune, chaude et peu dense, elle ne peut généralement pas être subductée efficacement. Lorsque cette lithosphère atteint la zone de subduction, la plaque plongeante se fragmente et une ouverture apparaît entre les segments de slab qui continuent de s’enfoncer dans le manteau.

Cette ouverture dans la plaque plongeante est appelée fenêtre de slab (slab window). Elle correspond à une zone où la lithosphère océanique subduite disparaît temporairement, laissant un passage direct entre l’asthénosphère profonde et la base de la lithosphère sus-jacente. Du point de vue thermique, cette situation est très différente de celle d’une subduction classique. Normalement, la plaque plongeante agit comme un écran froid qui sépare le manteau profond de la base de la lithosphère. Lorsqu’une fenêtre de slab se forme, cet écran disparaît localement et l’asthénosphère chaude peut s’étendre latéralement sous la lithosphère continentale.

Cette injection de manteau chaud modifie profondément le régime thermique de la lithosphère. Le flux de chaleur augmente, ce qui entraîne un amincissement thermique de la lithosphère, une diminution de sa densité moyenne et une expansion thermique de la croûte et du manteau lithosphérique. À l’échelle régionale, cette expansion se traduit par un soulèvement de la marge continentale et par une phase d’érosion généralisée. C’est précisément ce que l’on observe dans la zone Ossa-Morena, où les roches d’arc néoprotérozoïques sont brièvement exhumées et érodées peu après la cessation du magmatisme cadomien.

Cette phase de soulèvement est suivie par une importante activité magmatique appelée Early Igneous Event, datée d’environ 530 Ma par des datations U-Pb sur zircon. Ce magmatisme reflète probablement la fusion partielle de la croûte et du manteau lithosphérique chauffés par l’asthénosphère remontée à la faveur de la fenêtre de slab. Les produits magmatiques comprennent des intrusions granitoïdes, des roches volcaniques et de vastes zones de migmatites, indiquant que la croûte moyenne a atteint des températures suffisamment élevées pour fondre partiellement. Dans certaines régions, ces processus sont accompagnés par la formation de core complexes métamorphiques, structures caractéristiques des régimes extensifs dans lesquels la croûte supérieure est étirée et détachée au-dessus d’un noyau ductile exhumé.

Une fois cette phase thermique intense terminée, la lithosphère se refroidit progressivement. Le refroidissement entraîne une contraction thermique, qui provoque l’affaissement de la marge continentale et l’invasion progressive de la mer. Cette évolution explique la transgression marine généralisée qui marque la fin du Cambrien inférieur dans la zone Ossa-Morena. Une plate-forme carbonatée peu profonde s’installe alors sur la marge, témoignant d’une période de relative stabilité tectonique et d’absence quasi totale de magmatisme.

Cependant, la phase de rifting n’est pas encore achevée. À la fin du Cambrien inférieur, l’extension reprend et la plate-forme carbonatée se fragmente en une série de horsts et de grabens. La sédimentation devient alors plus détritique, alimentée par l’érosion des reliefs environnants, tandis qu’un magmatisme bimodal — associant basaltes et roches felsiques — se développe à grande échelle. Cet épisode magmatique majeur, appelé Main Igneous Event, correspond probablement à la phase finale d’amincissement lithosphérique précédant l’ouverture océanique.

La disparition des roches du Cambrien supérieur dans la zone Ossa-Morena est généralement interprétée comme la conséquence d’un nouveau soulèvement régional, peut-être lié à une seconde phase d’expansion thermique associée au magmatisme précédent. Ce soulèvement correspondrait à l’élévation de l’épaule du rift avant l’ouverture complète du bassin océanique.

L’ouverture effective de l’océan Rhéique est marquée par une discordance de rupture suivie d’une grande transgression marine au début de l’Ordovicien. Cette transgression correspond à l’installation d’une marge passive mature, caractérisée par une subsidence thermique progressive de la lithosphère continentale. La présence d’une épaisse unité de quartz-arénite — corrélable au Quartzite armoricain de France et du Massif bohémien — constitue un marqueur stratigraphique majeur de cet épisode. L’âge légèrement plus ancien de cette unité dans la zone Ossa-Morena par rapport à la zone ibérique centrale suggère que l’ouverture océanique s’est propagée progressivement du sud vers le nord le long de la marge gondwanienne.

Un autre indice important de la position paléogéographique de ces régions est fourni par la présence de diamictites glaciomarines de l’Ordovicien supérieur. Ces dépôts, également connus dans plusieurs régions d’Europe occidentale et du craton ouest-africain, indiquent que la marge ibérique est restée rattachée au Gondwana, alors situé à des latitudes élevées dans l’hémisphère sud. Cette observation remet en question l’hypothèse ancienne d’une microplaque armoricaine indépendante dérivant dans l’océan Rhéique.

Les vestiges directs de cet océan sont aujourd’hui très fragmentaires. Ils sont principalement conservés dans le prisme d’accrétion de Pulo do Lobo, qui contient des fragments disloqués de croûte océanique et de sédiments profonds, ainsi que dans l’ophiolite de Beja-Acebuches, interprétée comme un fragment d’océan ou de bassin marginal incorporé dans la suture varisque.

7. L’océan Rhéique en Amérique du Nord

L’évolution de l’océan Rhéique en Amérique du Nord est enregistrée par plusieurs terranes, collectivement désignés comme péri-gondwaniens, qui occupent une grande partie du flanc sud-est de l’orogène appalachien. Ces terranes comprennent Ganderia, Avalonia et Meguma dans les Appalaches septentrionales, ainsi que Carolinia et le terran de Suwannee dans les Appalaches méridionales. Ganderia et Avalonia sont très étendus à l’échelle régionale et possèdent des équivalents en Europe occidentale. Carolinia a été corrélé soit avec Ganderia, soit avec Avalonia selon les auteurs. Le terrane de Meguma n’affleure qu’en Nouvelle-Écosse continentale méridionale, mais les données géophysiques indiquent qu’il s’étend sous une grande partie du plateau continental au large de la Nouvelle-Angleterre et du Canada atlantique. Le terrane de Suwannee n’est connu qu’en subsurface sous la Floride, l’Alabama et la Géorgie.

Un ensemble abondant de données paléontologiques, paléomagnétiques et isotopiques indique que ces terranes se situaient le long de la marge nord du Gondwana (Amazonie–Afrique de l’Ouest) au Néoprotérozoïque et au Paléozoïque inférieur, à grande distance latitudinale de Laurentia. Leur histoire tectonothermique montre qu’ils étaient continuellement bordés par un océan ouvert à cette époque. Le terrane de Suwannee est probablement resté le long de la marge amazonienne du Gondwana pendant tout le Paléozoïque.

La séparation des autres terranes péri-gondwaniens de la marge gondwanienne au Cambrien supérieur–Ordovicien inférieur correspond à la naissance de l’océan Rhéique. Ces terranes furent ensuite accrétés à Laurentia lors de la fermeture de l’océan Iapetus, bien que leur position paléogéographique relative et le moment précis de leur accrétion demeurent débattus. La suture rhéique produite par la collision Carbonifère–Permien entre Laurentia et Gondwana n’est pas exposée en Amérique du Nord. Néanmoins, cet événement collisionnel a contrôlé l’histoire sédimentaire et tectonique du Paléozoïque supérieur dans tout l’orogène Ouachita–Appalachien.

7.1. Rifting et ouverture

Bien que les données paléontologiques indiquent qu’Avalonia était déjà isolée du Gondwana au Cambrien inférieur, la séparation finale ne se produisit qu’au Cambrien supérieur–Ordovicien inférieur, événement considéré comme marquant la naissance de l’océan Rhéique.

Dans Avalonia, des séquences cambriennes à ordoviciennes inférieures, allant de dépôts continentaux à des dépôts de plate-forme marine peu profonde, peuvent être suivies avec une remarquable homogénéité lithostratigraphique depuis la Nouvelle-Angleterre, à travers le Canada atlantique, jusqu’aux roches corrélatives du segment anglo-gallois du sud de la Grande-Bretagne. Un volcanisme de rift bimodal mineur, développé dans des bassins locaux en pull-apart tout au long du Cambrien, pourrait enregistrer les épisodes de rifting ayant finalement conduit à la formation de l’océan Rhéique.

Les données fauniques suggèrent cependant que ce rifting fut un processus long et progressif. Au Cambrien inférieur, une provincialité faunique marquée indique qu’Avalonia et le Gondwana étaient déjà séparés, bien que le bras de mer entre les deux reste étroit, la séparation n’étant pas détectable par le paléomagnétisme. Au Cambrien moyen, cette barrière faunique disparaît et, à l’Ordovicien inférieur, la faune d’Avalonia présente une affinité gondwanienne. Les zircons détritiques de Terre-Neuve indiquent que la séparation finale d’Avalonia par rapport à l’Amazonie se produisit à l’Ordovicien inférieur. Les données paléomagnétiques montrent ensuite qu’Avalonia s’éloigne progressivement du Gondwana au cours de l’Ordovicien, atteignant vers 460 Ma une position située environ 2000 km au nord de la marge gondwanienne.

Ganderia affleure principalement dans le Canada atlantique et le nord du Maine. Il comprend des séquences de plate-forme néoprotérozoïques suivies de séries d’arc magmatique du Néoprotérozoïque supérieur et du Cambrien inférieur. Ces séquences d’arc sont recouvertes par des métasédiments du Cambrien moyen à l’Ordovicien inférieur, déposés dans des environnements de plate-forme externe ou de talus continental.

Dans Carolinia, l’activité néoprotérozoïque se poursuit jusque dans le Cambrien inférieur et est suivie par une plate-forme sédimentaire cambrienne moyenne épaisse de 1 à 2 km. Toutefois, les roches enregistrant l’ouverture de l’océan Rhéique y sont rares. Les similitudes lithotectoniques cambriennes–ordoviciennes et l’existence d’une activité d’arc cambrienne ont conduit certains auteurs à corréler Ganderia et Carolinia. Cependant, les signatures isotopiques Sm–Nd des roches magmatiques de Carolinia sont proches de celles d’Avalonia et suggèrent un socle relativement juvénile âgé d’environ 0,8–1,0 Ga, alors que la signature isotopique de Ganderia indique l’existence d’un socle nettement plus ancien.

Le terran de Meguma est dominé par une succession siliciclastique conforme très épaisse (environ 13 km), déposée du Néoprotérozoïque supérieur à l’Ordovicien inférieur et connue sous le nom de Supergroupe de Meguma. La partie inférieure, appelée Goldenville Group, correspond à des dépôts turbiditiques pauvres en fossiles, formés sur la plate-forme externe ou la montée continentale. Elle est recouverte de manière concordante par le Halifax Group, dominé par des roches pélitiques. Des comparaisons ont été établies entre le Supergroupe de Meguma et des séries contemporaines déposées sur le craton ouest-africain. Les études isotopiques Sm–Nd et les zircons détritiques montrent que l’affinité ouest-africaine est particulièrement marquée à la base du Goldenville Group, tandis que des zircons mésoprotérozoïques d’origine amazonienne apparaissent dans les niveaux stratigraphiquement plus élevés.

7.2. Accrétion des terranes péri-gondwaniens à Laurentia

Après leur séparation du Gondwana, les terranes péri-gondwaniens — notamment Avalonia et Carolinia — formaient le flanc nord d’un océan Rhéique en expansion, tandis qu’ils restaient séparés de Laurentia par un océan Iapetus en voie de fermeture.

La position paléogéographique relative de ces terranes et la chronologie de leur accrétion à Laurentia constituent l’une des controverses majeures de la tectonique des Appalaches. Deux hypothèses principales ont été proposées.

Selon la première, Ganderia, Avalonia et Meguma représentent des blocs crustaux distincts qui se seraient accrétés à Laurentia à des moments différents du Paléozoïque. Chaque épisode d’accrétion correspondrait à une orogenèse particulière : l’orogenèse salinique à la fin de l’Ordovicien–début du Silurien, l’orogenèse acadienne au Dévonien inférieur et l’orogenèse néo-acadienne au Dévonien moyen à supérieur. Dans ce modèle, la majeure partie de l’évolution tectonique des Appalaches résulte de processus d’accrétion successive de terranes.

Selon l’hypothèse alternative, Ganderia–Carolinia formerait la bordure avant et Meguma la bordure arrière d’un grand terrane composite correspondant à Avalonia. Ce bloc se serait détaché du Gondwana au Cambrien supérieur pour former l’océan Rhéique, puis se serait accrété d’abord à Baltica au Silurien inférieur, avant de rejoindre Laurussia au Silurien moyen. Dans ce modèle, la collision d’Avalonia avec Laurussia correspondrait à un événement orogénique unique et prolongé, l’orogenèse salinique, tandis que les événements tectonothermiques ultérieurs du Silurien supérieur au Dévonien supérieur refléteraient la subduction vers le nord de l’océan Rhéique sous le bloc Avalonia–Laurussia avant la collision finale continent–continent du Carbonifère.

Dans l’orogène Ouachita, des blocs de roches ignées et métamorphiques dévoniennes présents dans des dépôts du Pennsylvanien pourraient témoigner d’une subduction dans l’océan Rhéique externe. Toutefois, aucune phase d’accrétion de terrane ne semble avoir précédé la fermeture océanique. Les premiers indices de l’approche d’un arc magmatique apparaissent seulement dans les roches du Mississippien moyen, sous forme de débris pyroclastiques et de tufs.

7.3. Fermeture et collision

La fermeture finale de l’océan Rhéique conduisit à la formation de la chaîne des Ouachitas et marqua la phase culminante de l’orogenèse appalachienne avec le développement de l’orogenèse alléghanienne.

Cette fermeture entraîna également l’enfouissement de la plate-forme laurentienne, dominée par des carbonates au Mississippien, sous d’épaisses séries détritiques du Pennsylvanien provenant de l’érosion du front orogénique en cours de soulèvement. Ces sédiments furent transportés vers l’ouest dans les Appalaches et vers le nord dans les Ouachitas, où ils s’accumulèrent dans des bassins d’avant-pays en formation.

Dans les Appalaches centrales comme dans la ceinture des Ouachitas, le début de cette sédimentation détritique se situe au Mississippien moyen et correspond approximativement au début des premiers chevauchements ductiles dans l’intérieur de l’orogène, vers 335 Ma.

L’absence de roches ignées d’arc du Dévonien–Mississippien dans l’orogène Appalachien–Ouachita, associée à l’enfouissement de la marge laurentienne par les dépôts d’avant-pays, indique que Laurentia constituait la plaque inférieure lors de la fermeture de l’océan Rhéique, contrairement à la situation observée en Baltica.

La déformation alléghanienne, liée à la collision entre Gondwana et Laurentia, s’étend du Pennsylvanien au Permien inférieur et comporte des composantes de convergence oblique, rotationnelle et orthogonale. Dans les Appalaches septentrionales, cette orogenèse est dominée par une tectonique décrochante dextral le long de grandes failles orientées nord-est à est. Au Canada, la déformation est principalement d’âge Pennsylvanien supérieur et la sédimentation se concentre dans de petits bassins liés à des décrochements.

En Nouvelle-Angleterre, la déformation s’accompagne d’un métamorphisme de type barrovien atteignant localement la zone à sillimanite. Les âges de refroidissement s’étendent jusqu’au Permien, et un magmatisme anatectique important se développe à la fin du Carbonifère et localement au Permien inférieur, probablement en réponse à l’épaississement crustal.

Dans les Ouachitas et dans les Appalaches centrales et méridionales, l’architecture tectonique est dominée par de vastes structures de décollement crustal à vergence nord et ouest. Les profils sismiques montrent que ces structures s’étendent à l’échelle de l’orogène et que la plate-forme laurentienne de la plaque inférieure s’enfonce sur près de 100 km sous les nappes cristallines de l’intérieur de la chaîne. Les ceintures de plis et chevauchements de l’avant-pays, caractéristiques de l’orogenèse Ouachita–Alleghanienne, ne représentent ainsi que la partie superficielle de structures de faible pendage qui prennent naissance dans la croûte moyenne et remontent progressivement vers des niveaux crustaux plus élevés.

Dans l’arrière-pays des Appalaches méridionales, la déformation post-mississippienne est accompagnée de décrochements dextraux le long de zones de cisaillement ductiles orientées nord-est, ainsi que d’un métamorphisme significatif atteignant localement la zone à cyanite. Des âges de refroidissement de l’amphibole compris entre 320 et 295 Ma ont été obtenus. Un magmatisme granitoïde très répandu du Mississippien terminal au Pennsylvanien accompagne ou suit ce métamorphisme et résulte probablement de l’épaississement crustal lié à la convergence transpressive entre Gondwana et Laurentia.

L’orogène des Ouachitas, en revanche, se distingue par l’absence presque totale de métamorphisme et de magmatisme associés. Le métamorphisme y est généralement de très bas grade et d’âge mal contraint entre le Pennsylvanien et le Permien moyen. La portion actuellement exposée de l’orogène est interprétée comme représentant les parties frontales d’un prisme d’accrétion, situées au nord de la suture rhéique.

Après la cessation de l’activité orogénique, cette suture séparait probablement Laurentia du terran Maya, lequel était autrefois contigu au socle de la Floride avant l’ouverture du golfe du Mexique.

7. L’océan Rhéique en Amérique du Nord : une histoire indirecte, fragmentée et composite

L’histoire de l’océan Rhéique en Amérique du Nord est plus difficile à lire qu’en Ibérie ou dans le Massif bohémien, car elle n’est pas conservée sous la forme d’une marge passive simple puis d’une suture bien exposée. Elle est au contraire enregistrée par une mosaïque de terrains allochtones, appelés terranes péri-gondwaniens, aujourd’hui incorporés à l’orogène appalachien. Ces terranes comprennent notamment Avalonia, Ganderia et Meguma dans les Appalaches du Nord, ainsi que Carolinia et le terrane de Suwannee plus au sud. Leur point commun est d’avoir appartenu initialement à la marge septentrionale du Gondwana, plus précisément aux domaines voisins de l’Amazonie et de l’Afrique de l’Ouest, avant d’être transportés puis accolés à Laurentia au cours du Paléozoïque.

La première difficulté de lecture vient du fait que ces terranes n’ont pas tous eu la même trajectoire ni le même rôle tectonique. Certains, comme Avalonia, ont clairement participé à l’ouverture du Rhéique en se séparant du Gondwana au Cambrien supérieur–Ordovicien inférieur. D’autres, comme Suwannee, semblent être restés liés au Gondwana durant une grande partie, voire la totalité, du Paléozoïque. D’autres encore, comme Carolinia ou Ganderia, sont discutés quant à leur parenté exacte. Il ne faut donc pas imaginer un seul bloc homogène se détachant d’un seul coup. Il s’agit plutôt d’un système de fragments crustaux voisins, mais non identiques, dont les histoires divergent progressivement.

La seconde difficulté tient au fait que la suture finale du Rhéique n’est pas clairement exposée en Amérique du Nord. En Europe, on peut parfois reconnaître des ophiolites, des prismes d’accrétion et des zones de suture relativement bien individualisés. Dans les Appalaches et les Ouachitas, l’enregistrement est plus indirect. La fermeture finale du Rhéique se lit surtout à travers les conséquences de la collision gondwano-laurentienne : déformation alléghanienne, bassins d’avant-pays, épaississement crustal, magmatisme tardi-orogénique et organisation générale de la chaîne. Autrement dit, en Amérique du Nord, on lit souvent les effets de la fermeture mieux que l’océan lui-même.

Il faut donc raisonner en trois étapes. D’abord, des terranes péri-gondwaniens se détachent de la marge nord du Gondwana et participent à l’ouverture de l’océan Rhéique. Ensuite, ces terranes migrent vers le nord et s’accrètent à Laurentia lors de la fermeture de l’océan Iapetus. Enfin, une fois ces terranes déjà accolés au continent nord-américain, la convergence se poursuit jusqu’à la collision finale entre Laurentia et Gondwana, collision qui correspond à la fermeture du Rhéique et à l’orogenèse alléghanienne. Ainsi, au moment de la fermeture finale du Rhéique, une partie des terranes d’origine gondwanienne n’est plus sur la plaque gondwanienne : elle est déjà soudée à Laurentia. C’est un point capital pour comprendre la complexité des Appalaches.

7.1. Rifting et ouverture : la naissance du Rhéique par détachement de fragments gondwaniens

L’ouverture du Rhéique en domaine nord-américain est principalement déduite du comportement d’Avalonia et, plus largement, des autres terranes péri-gondwaniens apparentés. Le point essentiel est que la séparation ne fut ni instantanée ni simple. Les données paléontologiques montrent qu’Avalonia commence à se distinguer du Gondwana dès le Cambrien inférieur, mais cette individualisation initiale ne signifie pas encore l’existence d’un véritable océan large et mature. Elle peut correspondre à un bras de mer étroit, à un système de bassins en extension, ou à une séparation incomplète. Ce n’est qu’au Cambrien supérieur–Ordovicien inférieur que la disjonction devient suffisante pour être interprétée comme la naissance effective de l’océan Rhéique.

Cette nuance est importante. En tectonique, la « séparation » de deux domaines peut commencer bien avant l’ouverture d’un véritable océan. On peut avoir d’abord une phase de distension, de failles normales, de bassins de rift, de volcanisme bimodal et de subsidence irrégulière, sans qu’une croûte océanique bien installée existe partout. Le texte insiste donc à juste titre sur le caractère progressif du processus. Les changements fauniques traduisent l’existence d’obstacles biogéographiques précoces, tandis que les données paléomagnétiques ne détectent une séparation nette qu’ultérieurement, lorsque les distances deviennent plus importantes.

Dans Avalonia, cette évolution est particulièrement instructive. On peut suivre, depuis la Nouvelle-Angleterre jusqu’au Canada atlantique et même jusqu’au sud de la Grande-Bretagne, des séries d’âge cambrien à ordovicien inférieur assez homogènes, allant de dépôts continentaux à des dépôts de plate-forme marine peu profonde. Cette continuité lithostratigraphique suggère qu’Avalonia formait alors un fragment continental cohérent, bordé par des bassins de rift locaux. Le volcanisme bimodal observé dans certains bassins en pull-apart est compatible avec une extension crustale, mais il ne prouve pas à lui seul l’ouverture complète de l’océan. Il indique surtout que la marge est en cours de dislocation.

L’évolution des faunes permet de mieux saisir la chronologie. Au Cambrien inférieur, la provincialité faunique suggère qu’Avalonia et le Gondwana ne communiquent déjà plus librement. Pourtant, la séparation reste encore modeste, puisque le paléomagnétisme ne montre pas de distance importante entre les deux. Au Cambrien moyen, cette barrière faunique s’atténue, ce qui peut refléter une réorganisation des connexions marines. Puis, à l’Ordovicien inférieur, les zircons détritiques et les données paléomagnétiques montrent qu’Avalonia s’écarte réellement de la marge gondwanienne. Vers 460 Ma, sa position à environ 2000 km au nord du Gondwana indique qu’un domaine océanique significatif s’est mis en place : le Rhéique est alors bien installé.

Les autres terranes péri-gondwaniens éclairent l’histoire sans la simplifier. Ganderia montre une succession qui commence par des dépôts de plate-forme néoprotérozoïques, suivis de séries d’arc du Néoprotérozoïque terminal et du Cambrien inférieur, puis par des métasédiments déposés sur plate-forme externe ou sur talus continental. Cet enchaînement évoque une marge active devenue ensuite plus distensive ou plus externe. Carolinia présente aussi une activité magmatique néoprotérozoïque prolongée jusque dans le Cambrien inférieur, puis une sédimentation de plate-forme. Mais l’enregistrement direct de l’ouverture du Rhéique y reste lacunaire. Cela signifie que l’on doit reconstruire sa trajectoire à partir de comparaisons lithotectoniques et isotopiques plutôt qu’à partir d’une stratigraphie simple.

C’est ici qu’interviennent les isotopes Sm–Nd, très utiles pour discuter la nature du socle sous-jacent. Le texte souligne que Carolinia présente une signature relativement juvénile, compatible avec un socle de l’ordre de 0,8 à 1,0 Ga, proche de celui d’Avalonia. Ganderia, en revanche, semble reposer sur un socle plus ancien. Autrement dit, même si Ganderia et Carolinia ont connu des histoires tectoniques comparables au Cambrien–Ordovicien, elles ne dérivent pas forcément du même segment crustal. Cela explique pourquoi leur corrélation reste discutée.

Le cas de Meguma est encore différent. Ce terrane est dominé par une énorme pile siliciclastique, le Supergroupe de Meguma, dont l’épaisseur atteint environ 13 km. La base, le Goldenville Group, correspond à des dépôts turbiditiques de marge externe, alors que le Halifax Group est plus pélitique. Cette succession suggère une sédimentation prolongée sur une marge profonde ou un glacis continental, plutôt qu’un environnement de rift volcanique franc. Les zircons détritiques et les isotopes indiquent une forte affinité avec le craton ouest-africain à la base, puis une contribution amazonienne plus marquée vers le haut. Meguma apparaît donc comme un fragment sédimentaire de marge gondwanienne, probablement plus distal et plus composite que ne le laisserait croire une lecture rapide.

Ainsi, la naissance du Rhéique en Amérique du Nord ne doit pas être vue comme l’ouverture uniforme d’un océan devant une seule marge. Il s’agit plutôt d’une désagrégation progressive de plusieurs fragments bordiers du Gondwana, certains plus proches de l’Afrique de l’Ouest, d’autres de l’Amazonie, qui vont ensuite suivre des trajectoires partiellement divergentes.

7.2. Accrétion à Laurentia : le grand débat tectonique appalachien

La partie la plus délicate du texte est probablement celle consacrée à l’accrétion des terranes péri-gondwaniens à Laurentia, car elle touche à une controverse majeure de la tectonique appalachienne. Le problème central est le suivant : ces terranes se sont-ils accrétés successivement, chacun lors d’un événement orogénique distinct, ou bien formaient-ils déjà un ensemble composite, accrété plus globalement au cours d’un épisode prolongé ?

Dans le premier modèle, Ganderia, Avalonia et Meguma sont considérés comme des blocs indépendants qui arrivent à des moments différents sur la marge de Laurentia. Cette hypothèse a l’avantage d’expliquer la diversité lithologique, isotopique et structurale des terranes. Elle associe chaque arrivée à une phase orogénique distincte : l’orogenèse salinique à la fin de l’Ordovicien–début du Silurien, l’orogenèse acadienne au Dévonien inférieur, puis l’orogenèse néo-acadienne au Dévonien moyen à supérieur. Dans cette lecture, les Appalaches sont une chaîne de type accrétionnaire, construite par additions successives de terranes.

Dans le second modèle, au contraire, une grande partie de ces domaines — en particulier Ganderia–Carolinia et Meguma — appartiendrait à un ensemble plus vaste, souvent rattaché au concept élargi d’Avalonia. Ce bloc composite se serait d’abord détaché du Gondwana, puis aurait été transféré vers le nord et soudé à Baltica, puis à Laurussia. Dans cette vision, l’orogenèse salinique correspondrait à un long événement unique lié à la collision de cet ensemble avec le domaine nord-laurentien/baltique, tandis que les événements plus tardifs refléteraient surtout la subduction continue du Rhéique sous la marge déjà amalgamée.

Pour un cours, il faut surtout retenir que ces deux modèles ne diffèrent pas seulement par des détails de chronologie. Ils proposent deux architectures géodynamiques très différentes. Dans le premier, la chaîne appalachienne se construit par arrivées successives de morceaux distincts. Dans le second, une bonne partie de la complexité appalachienne résulte d’un seul grand bloc composite déjà assemblé avant son accrétion définitive. C’est pourquoi la corrélation de Carolinia avec Ganderia ou avec Avalonia n’est pas un point secondaire : elle influence toute la reconstruction paléogéographique.

L’orogène des Ouachitas ajoute encore une difficulté. Là, les indices de subduction et d’approche d’un arc existent, mais ils apparaissent relativement tard, surtout à partir du Mississippien moyen. Cela suggère qu’au moins dans cette partie méridionale du système, la fermeture du Rhéique n’a pas été précédée par une succession claire d’accrétions de terranes comme dans le nord des Appalaches. En d’autres termes, le domaine ouachitien enregistre plus directement la fermeture terminale que les étapes intermédiaires d’assemblage.

7.3. Fermeture et collision : de l’océan Rhéique à l’orogenèse alléghanienne

La fermeture finale du Rhéique en Amérique du Nord correspond à la grande collision entre Laurentia et Gondwana, collision responsable de l’orogenèse alléghanienne dans les Appalaches et de la formation de la chaîne des Ouachitas. C’est la phase terminale de l’assemblage de la Pangée.

Le texte insiste à juste titre sur le fait que cette fermeture se lit d’abord à travers la sédimentation détritique et l’architecture de la chaîne. Au Mississippien, la plate-forme laurentienne est encore largement carbonatée. Puis, à partir du Mississippien moyen, elle est progressivement noyée sous des apports clastiques abondants issus de l’érosion d’un relief orogénique en croissance. Ce passage d’une plate-forme carbonatée à des bassins d’avant-pays remplis de détritique est un excellent indicateur de l’approche puis de l’établissement d’une charge tectonique majeure sur la marge continentale.

Le fait que ces dépôts commencent tôt, avant même la collision continentale maximale, signifie que la convergence produit déjà un relief important en amont. Dans les Appalaches centrales et dans les Ouachitas, cette évolution coïncide avec les premiers chevauchements ductiles dans l’intérieur de la chaîne, vers 335 Ma. On voit ainsi se mettre en place le système classique d’un orogène de collision : raccourcissement interne, épaississement crustal, surrection, érosion, puis alimentation des bassins d’avant-pays.

Un point essentiel du raisonnement concerne la polarité de la subduction et la position relative des plaques. L’absence de magmatisme d’arc dévonien–mississippien dans le système Appalachien–Ouachita indique que la marge laurentienne n’était pas la plaque chevauchante active portant un arc continental majeur, contrairement à ce que l’on observe dans certains autres segments varisques ou calédoniens. Le texte en conclut que Laurentia était la plaque inférieure lors de la fermeture finale du Rhéique. Autrement dit, la croûte laurentienne s’enfonçait sous l’édifice orogénique, ce que confirment les profils sismiques montrant la plate-forme laurentienne se prolongeant sur près de 100 km sous les nappes de l’intérieur de la chaîne.

Cette géométrie permet de comprendre pourquoi les ceintures de plis et chevauchements de l’avant-pays ne sont que la partie superficielle d’un système beaucoup plus profond. Les grands décollements crustaux prennent naissance dans la croûte moyenne, puis remontent en marches d’escalier vers des niveaux de plus en plus superficiels. Les plis et chevauchements visibles en surface sont donc les « orteils » d’une structure enracinée profondément sous l’orogène. C’est un point très utile à expliciter dans un cours, car les étudiants voient souvent les nappes comme des objets purement superficiels, alors qu’elles s’insèrent dans une mécanique crustale d’ensemble.

La collision alléghanienne n’a pas partout le même style. Dans les Appalaches septentrionales, la convergence est fortement oblique, ce qui favorise une tectonique décrochante dextre le long de grandes failles orientées NE–E. Dans les Ouachitas et dans les Appalaches centrales et méridionales, le style est davantage celui d’un raccourcissement avec décollements crustaux et vergence générale vers le nord ou vers l’ouest. Il faut donc imaginer non pas une collision frontale uniforme, mais une collision partitionnée, où certaines composantes de la convergence sont absorbées par le raccourcissement pur et d’autres par les décrochements latéraux.

Le métamorphisme et le magmatisme reflètent eux aussi cette variabilité. En Nouvelle-Angleterre, la collision s’accompagne d’un métamorphisme barrovien pouvant atteindre la zone à sillimanite et d’un magmatisme anatectique tardi-carbonifère à permien. Dans les Appalaches méridionales, le métamorphisme peut atteindre la zone à cyanite, avec des âges de refroidissement de 320 à 295 Ma, tandis qu’un magmatisme granitoïde étendu accompagne ou suit l’épaississement crustal. Dans les Ouachitas, en revanche, métamorphisme et magmatisme sont très peu développés. Cela suggère que la partie aujourd’hui exposée des Ouachitas correspond à des niveaux relativement superficiels, sans exhumation majeure des racines métamorphiques profondes. Le texte interprète logiquement cette portion exposée comme la partie frontale d’un prisme d’accrétion situé au nord de la suture rhéique.

Enfin, la mention du terran Maya rappelle qu’après la collision, la suture héritée du Rhéique n’est pas simplement une ligne fossile sans conséquence. Elle continue d’organiser la géométrie des blocs crustaux ultérieurs, notamment dans les reconstructions antérieures à l’ouverture du golfe du Mexique. Cela montre que les sutures paléozoïques restent des structures fondamentales pour comprendre la géodynamique mésozoïque et cénozoïque.

Commentaire de synthèse

En Amérique du Nord, l’histoire du Rhéique est moins lisible que dans l’Ibérie varisque, car elle n’est pas enregistrée par une marge passive continue suivie d’une suture bien exposée, mais par une mosaïque de terranes péri-gondwaniens transportés puis accrétés aux Appalaches. Le point essentiel est de distinguer deux étapes souvent confondues : d’une part, le détachement de fragments d’origine gondwanienne, qui marque l’ouverture du Rhéique au Cambrien supérieur–Ordovicien inférieur ; d’autre part, leur accrétion à Laurentia lors de la fermeture de l’Iapetus, bien avant la collision terminale entre Laurentia et Gondwana. La fermeture finale du Rhéique correspond ensuite à l’orogenèse alléghanienne et à la formation des Ouachitas, au Carbonifère–Permien. Ainsi, les Appalaches résultent d’une histoire en plusieurs temps où se combinent rifting, translation de terranes, accrétion précoce, puis collision continentale finale. Cette succession explique la grande complexité paléogéographique et structurale de l’orogène appalachien.

8. L’océan Rhéique au Mexique

D’importants vestiges de la marge continentale sud (gondwanienne) en rifting de l’océan Rhéique, ainsi que des indices de sa subduction au Dévonien supérieur–Mississippien, sont considérés comme préservés dans les terrains de Mixteca, de la Sierra Madre et d’Oaxaquia, dans le sud et l’est du Mexique (Fig. 17). Pris ensemble, ces terrains semblent enregistrer :

• (1) un rifting ordovicien le long de la marge sud de l’océan Rhéique ;
• (2) une phase de dérive passive avec l’Amazonie au Silurien ;
• (3) une subduction dévonienne–mississippienne, accompagnée de métamorphisme de haute pression et d’exhumation ;
• puis (4) la réinstallation d’un arc magmatique au Permien.

Bien que l’histoire rift–dérive soit comparable à celle observée ailleurs le long de l’océan Rhéique, l’enregistrement de sa fermeture océanique diffère : il ne montre aucune preuve de collision terminale. En effet, cette partie du Mexique se situait à l’ouest de l’orogène des Ouachita et, lors de la fermeture de l’océan, elle s’est retrouvée sur la marge active du Pacifique.

8.1. Rifting et ouverture

Dans le terrane d’Oaxaquia, au sud du Mexique, le socle mésoprotérozoïque (environ 975–1350 Ma), connu sous le nom de Complexe d’Oaxaca, est recouvert en discordance par une séquence de plate-forme marine d’environ 200 m d’épaisseur, datée du Cambrien terminal–Ordovicien basal (Formation de Tiñu). Cette série renferme une faune gondwanienne.

La signature géochimique et les zircons détritiques de cette séquence indiquent que les sédiments proviennent essentiellement de l’érosion du socle sous-jacent.

Plus au nord, des roches de socle mésoprotérozoïques (environ 980–1235 Ma) connues sous le nom de gneiss de Novillo sont également recouvertes en discordance par des strates de plate-forme d’âge silurien moyen, contenant elles aussi une faune gondwanienne.

À l’ouest (Fig. 17), les terrains de Mixteca et de la Sierra Madre sont juxtaposés au terrane d’Oaxaquia le long de grandes failles décrochantes dextres orientées nord–sud, datées du Permien inférieur.

Dans le sud du Mexique, les roches paléozoïques du terrane de Mixteca (Complexe d’Acatlán), en contact avec le Complexe d’Oaxaca, comprennent deux séquences métamorphiques (Fig. 18) : une séquence de haut grade et une séquence de bas grade.

La séquence de bas grade (Fig. 19A, B) est constituée de sédiments silicoclastiques cambrien–ordovicien (?) (unités Las Minas, Otate, Calaveras, Epazote, Amate et Huerta). Ces sédiments sont intrudés par des roches ignées bimodales liées au rifting, comprenant notamment des granitoïdes à mégacristaux datés d’environ 480–440 Ma.

La durée prolongée du rifting est interprétée comme analogue à celle observée aujourd’hui dans le golfe de Californie, où l’extension se poursuit bien après la séparation des blocs continentaux.

La séquence de haut grade du terrane de Mixteca est interprétée comme comprenant :

• des roches de plate-forme liées au rifting cambrien–ordovicien, intrudées par des roches ignées bimodales analogues à celles de la séquence de bas grade et comprenant des granitoïdes ordoviciens à mégacristaux ;
• des roches ultramafiques péri-arc ;
• des roches d’arc volcanique et des basaltes de type MORB.

Les granitoïdes ordoviciens contiennent des zircons hérités concordants dont les âges s’échelonnent entre 900 et 1300 Ma, ce qui indique une source dans le socle du Complexe d’Oaxaca.

Les âges concordants de zircons détritiques dans les métasédiments cambrien–ordoviciens des séquences de bas et de haut grade indiquent une provenance provenant à la fois :

• de plutons ordoviciens locaux,
• du socle d’Oaxaca (~1 Ga),
• et de sources gondwaniennes plus distales, notamment un arc magmatique de Goiás (900–750 Ma) dans l’orogène brésilien.

Ces données, combinées au caractère rift-lié des roches cambrien–ordoviciennes, sont cohérentes avec une origine le long de la marge sud de l’océan Rhéique (Nance et al., 2009) (Fig. 19C).

Plus au nord (Fig. 17), au contact du gneiss de Novillo, les roches paléozoïques du terrane de la Sierra Madre comprennent des unités pélitiques et psammitiques de bas grade métamorphique (Schiste de Granjeno), contenant des lambeaux tectoniques de serpentinite et de métagabbro.

Les populations de zircons détritiques du schiste de Granjeno sont très similaires à celles des unités ordoviciennes du Complexe d’Acatlán. Avec les similarités lithologiques, cela suggère que ces unités sont corrélatives.

8.2. Convergence

Les roches précambriennes et paléozoïques inférieures d’Oaxaquia sont recouvertes en discordance par des strates clastiques et marines peu profondes du Carbonifère, contenant une faune du Midcontinent nord-américain. Cette faune indique une proximité avec Laurentia lors des premières étapes de l’assemblage de la Pangée.

La plupart des zircons détritiques de ces roches proviennent du socle sous-jacent, mais certains grains enregistrent des âges ordoviciens (447–470 Ma) et dévonien–carbonifère (340–358 Ma).

Les roches paléozoïques supérieures du sud du Mexique comprennent une succession de grès, schistes, conglomérats et calcaires datés du Dévonien terminal au Permien moyen (Groupe de Patlanoaya).

Les équivalents déformés de ces roches comprennent des psammites, pélites et marbres de bas grade métamorphique.

Le début de cette sédimentation est synchrone d’un métamorphisme de haute pression et de haut grade (faciès schistes bleus et éclogites) et d’une déformation polyphasée, datés d’environ 350–320 Ma.

La fin de la séquence est en revanche associée à un magmatisme d’arc.

Les roches de haute pression ont été interprétées comme marquant une suture océanique entre Laurentia et Gondwana.

Cependant, la similarité de l’enregistrement géologique de part et d’autre de la ceinture de haut grade a conduit à proposer une autre interprétation : ces roches représenteraient des matériaux extrudés dans la plaque supérieure.

L’exhumation des roches de haute pression s’est accompagnée d’une déformation intense et polyphasée à proximité du corps extrudé, alors que les régions plus éloignées sont restées peu ou pas déformées.

Les roches de plate-forme cambrien–ordoviciennes métamorphisées à haute pression sont interprétées comme provenant de la région d’avant-arc de la plaque supérieure. Elles auraient été arrachées par l’érosion de subduction, entraînées vers le bas dans le canal de subduction, puis extrudées dans la plaque supérieure au centre du terrane de Mixteca (Fig. 19D).

La présence de roches d’arc dans l’assemblage de haute pression suggère que le complexe d’arc a lui aussi été en partie érosé et subduit, tandis que les roches de type MORB pourraient provenir de la plaque océanique en subduction.

Les zircons détritiques des roches carbonifères des terrains de Mixteca et d’Oaxaquia contiennent des grains dévoniens et des clastes volcaniques. Ceux-ci proviendraient soit de l’arc dévonien aujourd’hui disparu sur la marge ouest du terrane de Mixteca, soit des roches de haute pression exhumées.

Au Permien (Fig. 19E), des intrusions magmatiques liées à un arc se mettent en place dans les terrains de Mixteca et d’Oaxaquia. Elles sont associées à une déformation transtensive dextre, qui entraîne la formation de la zone de faille de Caltepec, séparant les deux terrains.

Cette activité est contemporaine du dépôt de carbonates et de roches clastiques contenant des zircons détritiques permiens dans des bassins d’arrachement (pull-apart) péri-arc.

Les relations empiriques entre la pendage d’une zone de Benioff et la largeur de l’arc et de l’avant-arc associés suggèrent que la fosse de subduction permienne se situait sous la bordure orientale du terrane mésozoïque de Guerrero, aujourd’hui en bordure du Pacifique.

L’association entre activité d’arc et déformation décrochante indique que la subduction était oblique.

Le développement de cet arc permien, qui s’étend le long de l’axe du Mexique, est interprété comme résultant de l’initiation de la subduction dans le Paléo-Pacifique après la fermeture de l’océan Rhéique et l’assemblage de la Pangée.

Commentaire tectonique et paléogéographique

Les terrains d’Oaxaquia, de Mixteca et de la Sierra Madre constituent aujourd’hui des fragments de croûte continentale dispersés dans le sud et l’est du Mexique. Ces terrains sont interprétés comme les vestiges d’une portion de la marge nord du Gondwana qui bordait l’océan Rhéique au Paléozoïque. Dans la géographie actuelle, le Complexe d’Oaxaca affleure principalement dans l’État d’Oaxaca, tandis que le Complexe d’Acatlán (terrane de Mixteca) affleure dans les régions de Puebla et Oaxaca. Le schiste de Granjeno, associé au terrane de la Sierra Madre, affleure plus au nord-est. Ces différents domaines ont été juxtaposés par des failles et des déplacements tectoniques plus récents, ce qui explique leur distribution actuelle complexe.

L’enregistrement géologique conservé dans ces terrains suggère une évolution tectonique en plusieurs étapes. Au Cambrien terminal et à l’Ordovicien inférieur, le domaine d’Oaxaquia correspondait à une marge continentale stable reposant sur un socle mésoprotérozoïque âgé d’environ 1 à 1,3 milliard d’années. Ce socle, connu sous le nom de Complexe d’Oaxaca, est recouvert en discordance par des sédiments de plate-forme marine peu profonde contenant une faune gondwanienne. Cette faune indique que ce domaine appartenait alors à la périphérie du Gondwana et non à Laurentia.

La présence de zircons détritiques dans ces sédiments constitue un argument essentiel pour reconstruire cette paléogéographie. Les zircons sont des minéraux très résistants qui conservent leur âge de cristallisation. Lorsqu’ils sont présents dans des sédiments, ils permettent d’identifier l’âge des roches sources qui ont été érodées pour alimenter ces dépôts. Dans le cas présent, la majorité des zircons correspond à l’âge du socle d’Oaxaca, ce qui montre que les sédiments provenaient principalement de l’érosion du continent voisin. Cependant, certains zircons indiquent aussi des sources plus lointaines situées dans le Gondwana, notamment dans l’orogène brésilien.

L’Ordovicien correspond ensuite à une phase de rifting continental qui marque l’ouverture progressive du domaine rhéique. Dans le Complexe d’Acatlán, cette extension est enregistrée par des sédiments silicoclastiques associés à un magmatisme bimodal. Ce terme désigne la coexistence de magmas basaltiques et granitiques, caractéristique des environnements extensifs où l’amincissement de la lithosphère favorise la remontée de magmas mantelliques et la fusion partielle de la croûte. Les granitoïdes à mégacristaux datés entre 480 et 440 Ma témoignent de cette activité magmatique liée au rifting.

La durée relativement longue de cet épisode extensif a conduit les auteurs à comparer ce contexte à celui du golfe de Californie actuel. Dans ce type de système, l’extension peut se poursuivre longtemps après l’amorce de la séparation continentale, avec un développement progressif de bassins et d’intrusions magmatiques. L’ouverture du domaine rhéique dans cette région aurait donc été un processus graduel plutôt qu’un événement tectonique brutal.

La présence simultanée, dans certaines unités métamorphiques, de roches d’arc volcanique, de basaltes de type MORB (Mid-Ocean Ridge Basalt) et de roches ultramafiques suggère que ces terrains ont été fortement remaniés lors des événements tectoniques ultérieurs. Les MORB sont typiques de la croûte océanique formée aux dorsales, tandis que les roches d’arc sont caractéristiques des zones de subduction. Leur coexistence indique que le complexe tectonique de Mixteca contient probablement des fragments provenant à la fois d’une marge continentale étirée, d’un domaine océanique et d’un système d’arc.

Subduction, métamorphisme de haute pression et exhumation

À partir du Dévonien supérieur et du Carbonifère inférieur, le régime tectonique devient convergent et la région enregistre des indices d’une subduction océanique. Les preuves les plus importantes de ce processus sont fournies par la présence de roches métamorphiques de haute pression, notamment des schistes bleus et des éclogites. Ces roches se forment lorsque des matériaux crustaux sont entraînés à grande profondeur dans une zone de subduction, où la pression augmente fortement tandis que la température reste relativement modérée.

L’interprétation tectonique de ces roches fait cependant débat. Une première hypothèse considère qu’elles marquent la suture océanique correspondant à la fermeture du domaine rhéique entre Laurentia et Gondwana. Une autre interprétation propose qu’elles résultent d’un processus d’érosion de subduction. Dans ce modèle, la plaque océanique en subduction arrache des fragments de la base de la plaque supérieure et de la région d’avant-arc. Ces fragments sont entraînés vers le bas dans le canal de subduction, puis peuvent être exhumés ultérieurement et incorporés dans la plaque chevauchante.

L’exhumation de ces roches de haute pression s’accompagne d’une déformation polyphasée, particulièrement intense à proximité du corps exhumé. Plus loin, les roches restent beaucoup moins déformées, ce qui suggère que l’exhumation s’est produite de manière localisée le long de structures tectoniques majeures.

Les sédiments carbonifères déposés dans la région contiennent une faune typique du Midcontinent nord-américain, ce qui indique qu’à cette époque le domaine d’Oaxaquia se trouvait déjà à proximité de Laurentia, dans le contexte de l’assemblage de la Pangée.

Transition vers la marge active paléo-pacifique

Contrairement à d’autres segments de la fermeture rhéique, cette région du Mexique ne montre pas de traces évidentes d’une collision continentale finale comparable à celles observées dans les Appalaches ou dans l’orogène des Ouachita. Cela s’explique probablement par la position paléogéographique de ce domaine, situé à l’ouest de l’orogène des Ouachita. Lorsque l’océan Rhéique s’est refermé, cette région s’est retrouvée intégrée à la marge active du Paléo-Pacifique.

Au Permien, un nouvel arc magmatique se développe alors le long de l’axe du Mexique. Un arc magmatique correspond à une chaîne de volcans et de plutons générés au-dessus d’une zone de subduction par la fusion partielle du manteau hydraté. Dans ce cas, cet arc n’est plus directement lié à la fermeture de l’océan Rhéique mais à l’initiation d’une subduction pacifique après l’assemblage de la Pangée.

Cette activité magmatique est associée à une tectonique décrochante transtensive qui engendre des bassins pull-apart. Ces bassins se forment lorsque deux segments de faille décrochante s’écartent localement, créant un espace où peuvent s’accumuler sédiments et produits volcaniques. L’association entre magmatisme d’arc, décrochement et extension suggère que la subduction était oblique, ce qui entraîne fréquemment des mouvements latéraux importants le long de la marge.

Synthèse tectonique

L’histoire tectonique enregistrée dans le sud du Mexique peut ainsi être résumée comme une succession de quatre grandes étapes. Au Cambrien terminal et à l’Ordovicien inférieur, un fragment de croûte continentale appartenant au Gondwana forme une marge stable bordant l’océan Rhéique. À l’Ordovicien, cette marge est affectée par un rifting prolongé associé à un magmatisme bimodal. Au Dévonien supérieur et au Carbonifère, la région entre dans un régime de subduction, enregistré par un métamorphisme de haute pression et par l’exhumation de roches profondes. Enfin, au Permien, la région devient partie intégrante de la marge active du Paléo-Pacifique, marquée par un arc magmatique et une tectonique décrochante.

En tant qu’océan dont la fermeture fut responsable de la formation de l’orogène varisque–alléghanien–ouachita, long de plus de 10 000 km, ainsi que de l’assemblage du supercontinent Pangée, l’océan Rhéique est sans doute l’océan le plus important du Paléozoïque.

Après le début de la subduction dans l’ancien océan Iapetus, l’océan Rhéique s’ouvrit au début de l’Ordovicien, à la suite de la séparation de plusieurs terrains d’arc néoprotérozoïques — Avalonia, Ganderia, Carolinia et Meguma — de la marge septentrionale du Gondwana. Cette séparation s’effectua en grande partie le long d’une ancienne suture néoprotérozoïque préexistante, probablement en réponse à la traction exercée par la plaque plongeante (slab pull) dans l’océan Iapetus.

Les traces de ce rifting initial et du développement ultérieur d’une marge passive sont bien préservées sur la marge gondwanienne, notamment dans le massif de Bohême septentrional, dans le nord-ouest et le sud de l’Ibérie, ainsi que dans les terrains d’Oaxaquia et de Mixteca dans le sud du Mexique. Elles sont également conservées dans Avalonia, dont les enregistrements paléontologiques et paléomagnétiques témoignent de la dérive rapide vers le nord de ce terrane en direction de Laurentia durant l’Ordovicien moyen à supérieur.

L’océan Rhéique atteignit sa largeur maximale (environ 4000 km) au Silurien, après l’accrétion à Laurentia et Baltica des terrains d’arc néoprotérozoïques qui s’étaient précédemment détachés du Gondwana, lors de la fermeture de l’océan Iapetus et de la mer de Tornquist.

La fermeture de l’océan débuta au Dévonien inférieur avec l’établissement de zones de subduction sous Baltica et sous la marge nord-ouest du Gondwana. Ce processus est enregistré, au Dévonien moyen à supérieur, par la mise en place d’ophiolites dans le sud de la Grande-Bretagne, ainsi que dans le nord-ouest et le sud de l’Ibérie, et au Dévonien supérieur–Mississippien par un métamorphisme de haute pression (faciès éclogite et schistes bleus) dans le sud du Mexique.

Au Mississippien, la fermeture était essentiellement achevée, mais elle se poursuivit jusqu’au Permien inférieur lorsque la marge ouest-africaine irrégulière du Gondwana entra en collision avec Baltica méridionale et Laurentia orientale, avant de se déplacer vers l’ouest et le sud par rapport à celles-ci, tandis que la marge amazonienne du Gondwana convergait avec Laurentia méridionale.

Il en résulta la soudure des trois paléocontinents, formant la Pangée, au sein de la plus grande chaîne orogénique collisionnelle du Paléozoïque.

La fermeture de l’océan Rhéique joua ainsi un rôle sans équivalent dans l’enregistrement sédimentaire, structural et tectono-thermique du Paléozoïque supérieur, depuis l’Amérique centrale jusqu’au Moyen-Orient, et son achèvement marqua la fin de l’ère paléozoïque.